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Zitteliana

Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie

und historische Geologie

2. SYMPOSIUM KREIDE
München 1982

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2. Symposium Kreide

723 Seiten

München, I.Juli 1983

ISSN 0373-9627

Zitteliana

Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie
und historische Geologie

2. SYMPOSIUM KREIDE
MÜNCHEN 1982

MÜNCHEN 1983

Zitteliana

2. Symposium Kreide

723 Seiten

München, I.Juli 1983

ISSN 0373-9627

Gedruckt mit Unterstützung der
Deutschen Forschungsgemeinschaft

und der
Alexander von Humboldt-Stiftung

Herausgegeben von Prof. Dr. Dietrich Herm,

Bayerische Staatssammlung für Paläontologie

und historische Geologie, München

Redaktion: Dr. Peter Wellnhofer,
Dr. Harald Immel, Dr. Reinhard Förster

ISSN 0373-9627

Gesamtherstellung: Druck- und Verlagsanstalt Gebr. Geiselberger, Altötting

VORWORT DES HERAUSGEBERS

Vom 1.-7. Juni 1982 fand in München unter starker inter-
nationaler Beteiligung das 2. Symposium Kreide statt. Die
Kreide-Subkommission der Stratigraphischen Kommission
der BRD hatte hierzu eingeladen.

In den vier Jahren seit dem 1 . Symposium Deutsche Kreide
in Münster 1978 wurden zahlreiche Arbeiten abgeschlossen,
neue Projekte wurden begonnen und die internationale Kor-
relationsforschung hat in zahlreichen Arbeitsgruppen wich-
tige Fortschritte erzielt.

Während in Münster bereits besonderes Gewicht auf die
Korrelation zwischen Boreal und Tethys innerhalb Mitteleu-
ropas gelegt wurde, sollte nun noch weiter ausgegriffen wer-
den und der gesamte europäische Tethysraum vom Kaukasus
bis Iberien mit erfaßt werden sowie der Anschluß an die Süd-
tethys in Nordafrika gesucht werden.

Es war beabsichtigt, durch Referate und Diskussionsrun-
den die multistratigraphische Korrelation voranzutreiben,
um mit verschiedenen Fossilgruppen eine noch feinere bio-
stratigraphische Zonierung zu erreichen und die Ost-West-
Korrelation zu perfektionieren sowie die bestehenden Pro-
bleme in der Nord-Süd-Korrelation zu überwinden.

Der Behandlung paläo-geographischer Entwicklung ein-
zelner Gebiete unter Einschluß des Paläoklima wurde breiter
Raum geboten. (Vergl.: Abstracts, 2. Symposium Kreide
München 1 982 . - 96 S. , Institut für Paläontologie und histori-
sche Geologie, München).

Es war uns eine Freude, einer großen Zahl von Kollegen auf
vier je zweitägigen Exkursionen die Entwicklung der nord-
bayerischen Kreide und der Kreide der Nördlichen Kalkalpen
und ihres Vorlandes in ausgewählten Profilen zeigen zu kön-
nen. (Vergl.: Exkursionsführer, 2. Symposium Kreide, Mün-
chen, 1982. -292 S., 78 Abb., Institut für Paläontologie und
historische Geologie, München).

Dem Beispiel des 1 . Symposium Münster 1 978 folgend, die
wissenschaftlichen Beiträge in einem Sammelband herauszu-
geben (WiEDMANN, J. [Herausgeber], 1979: Aspekte der
Kreide Europas. - Intern. Union Geol. Sciences, Ser. A, 6,
680 S., 182 Abb., 43 Tab., 33 Taf., [Schweizerbart] Stutt-
gart), sollen auch diesmal die Beiträge in einem Symposiums-
band vorgelegt werden.

Die Fülle und das breite Spektrum der dargebotenen The-
men macht eine Gliederung notwendig.

Die erste Gruppierung mit 21 Artikeln ist regional abge-
grenzten Gebieten gewidmet, in denen die paläogeographi-
schen Konstellationen und die geodynamischen Entwicklun-
gen aufgezeigt werden. Es beginnt im hohen Norden mit
Nordgrönland, bringt Beispiele aus Mittel- sowie West- und
Osteuropa, es folgen die Nordalpen, die Karpaten und die
Dinariden. Darstellungen von Kreide-Entwicklungen aus
dem iberischen Bereich und dem tethysbeeinflußten Nord-
afrika sowie aus der Kreide Brasiliens schließen sich an.

Eine 2. Reihe mit 15 Beiträgen beschäftigt sich mit der ver-
gleichenden Paläobiogeographie, wobei besonders die Kli-
maentwicklung in der Kreide herausgearbeitet wurde.

Ein wichtiger Schwerpunkt des Symposiums war die Dis-
kussion der biostratigraphischen Korrelation; hierzu konnten
bedeutende neue Ergebnisse, insbesondere aus der multistra-
tigraphischen Forschung in 20 Artikeln vorgelegt werden.
Fast alle Stufen der Kreide vom Berrias bis zu Kreide/Ter-
tiär-Grenze werden behandelt. Ergebnisse aus der Arbeit ei-
niger Kommissionen werden vorgestellt. Besonderer Wert
wurde auf synoptische Darstellungen gelegt, um weitrei-
chende mehrere Faunenprovinzen überspannende Korrela-
tionen aufzuzeigen.

Schließlich behandeln 6 Artikel taxonomische und phylo-
genetische Probleme stratigraphisch wichtiger Fossilgrup-
pen.

Naturgemäß ist die Ausgestaltung der Beiträge sehr unter-
schiedlich; manche lassen noch den Stil eines Referates erken-
nen, kurze Mitteilungen wechseln mit längeren Abhandlun-
gen. Es wird so die ganze schillernde Vielfalt eines solchen in-
ternationalen Symposiums spürbar. Die Manuskripte wurden
redaktionell nur wenig überarbeitet. Die Autoren sind nicht
nur für den Inhalt, sondern auch für Stil und Ausstattung ih-
rer Artikel verantwortlich.

Wir hoffen, daß die gesammelten Beiträge einen reprä-
sentativen Ausschnitt aus der modernen Kreideforschung
darstellen und zur verstärkten internationalen Zusammenar-
beit anregen. Möge dieser Band eine Art Nachschlagewerk
sein. Er bietet Informationen über paläogeographische-geo-
dynamische Entwicklungen in der Zeit des Umbruchs vom
Mesozoikum zur Neuzeit aus den Aufbruchszonen des At-
lantiks und aus alpidischen Bereichen. Weitreichende biostra-
tigraphische Korrelationen werden dargestellt und Differen-
zierungen im paläobiogeographischen Bild erörtert.

Mein herzlicher Dank gilt den Kollegen Dr. R. Förster,
Dr. H. Immel und Dr. P. Wellnhofer für die redaktionelle
Arbeit.

Die Drucklegung dieses Bandes wurde ermöglicht durch
fmanzielle Zuwendungen der Deutschen Forschungsgemein-
schaft, des Bayerischen Staatsministeriums für Unterricht
und Kultus und der Alexander von Humboldt-Stiftung.

Hierfür sind wir zu großem Dank verpflichtet.

München, Dezember 1982

Dietrich Herm

Vorsitzender der Kreide-Subkommission

der stratigraphischen Kommission der BRD

INHALT

REGIONALE BEITRÄGE ZUR PALÄOGEOGRAPHIE
UND GEODYNAMIK

BiRKELUND, T. & Häkansson, E.: The Cretaceous of
North Greenland - a stratigraphic and biogeographi-
cal analysis 7

MoRTiMORE, R. N.: The stratigraphy and Sedimentation
of theTuronian-Campanian in the Southern Province
of England 17

Hiss, M. : Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am
Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und
Möhnesee 43

Marek, S.: Epikontinentale Unterkreide- Ablagerungen
in Polen 55

Marcinowski, R. & Radwanski, A.: The Mid-Creta-
ceous transgression onto the Central Polish Uplands
(marginal partof the Central European Basin) ... 65

Pozaryska, K. & WiTWiCKA, E. : Stratigraphic studies on
the Upper Cretaceous in Central Poland 97

Naidin, D. P. : Late Cretaceous transgressions and re-
gressions on the Russian Platform 107

Yang Heng-Ren, Tang Tian-Fu, Lan Xiu, Hu Lan-
YrNG, Yu Cong-Liu, Zhang Yi-Yong, Zhong Shi-
Lan & Wei Jing-Ming: A preliminary study of the
Upper Cretaceous of the Western Tarim Basin (South
Xinjiang, China) with special reference to its trans-
gressions 115

Forster, R., Meyer, R. & Risch H.: Ammoniten und
planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mer-
geln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) ... 123

Risch, H.: Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger
Kreide 143

Gaupp, R.: Die paläogeographische Bedeutung der
Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb,
Nördliche Kalkalpen) 155

Salaj, J. & Began, A.: Senonian to Paleogene palaeo-
geographic and tectonic development of the Myjavskä
Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslo-
vakia) 1 73

CzABALAY, L.: Faunen des Senons im Bakony-Gebirge
und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der
Ostalpen und anderer Gebiete 183

PleniCar, M. & Premru, U. : Die Entwicklung der Krei-
deschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) .... 191

Pavlovec, R. & PleniCar, M.: Der ältere Teil der Li-
burnischen Formation in den NW-Dinariden .. 195

TiSljar, J., VeliC, I. & SoKAC, B. : Flachwasserkarbonate
der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang
der jugoslawischen Adriaküste 201

Wiedmann, J., Reitner, J., Engeser, T. & Schwentke,
W.: Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzge-
schichte des baskokantabrischen Kontinentalrandes
während Kreide und Alttertiär 207

Vilas, L., Alonso, A., Arias, C, Garcia, A., Mas, J.
R., Rincon, R. & Melendez, N. : The Cretaceous of
the Southwestern Iberian Ranges (Spain) 245

Buroilet, P. f., Memmi, L. & M'Rabet, A.: LeCretace
inferieur de Tunisie - Apercu stratigraphique et sedi-
mentologique 255

AsMUS, H. E. & Campos, D. A. : Stratigraphic division of
the Brazilian Continental margin and its paleogeogra-
phicsignificance 265

Brito, I. M. & Campos, D. A. : The Brazilian Cretaceous
277

faunenvergesellschaftungen,
paläobiogeographie, klimazeugen

Kelly, S. R. A. : Boreal influence on English Ryazanian
Bivalves 285

Mljtterlose, J., Schmid, f. & Spaeth, Chr.: Zur Paläo-
biogeographie von Belemniten der Unter-Kreide in
NW-Europa 293

PoiGNANT, A.-F.: Les Algues cretacees (Barremien ä
Coniacien) 309

Damotte, R. : Les Ostracodes du Cenomanien et du Tu-
ronien des regions stratotypiques. Relations avec les
faunes mesogeennes 313

Voigt, E.: Zur Biogeographie der europäischen Ober-
kreide-Bryozoenfauna 317

Sladen, C. P.: Trends in Early Cretaceous clay minera-
logy in NW Europe 349

Kemper, E.: Über Kalt- und Warmzeiten der Unter-
kreide 359

Kemper, E. & Weiss, W.: Synchrone Kaltwasser-Abla-
gerungen: Die Grenzschichten Cenoman-Turon in
Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg (Süd-
deutschland) 371

Kotetichvili, e.V.: Sur la paleozoogeographie des bas-
sins eocretaces du Caucase 375

Akimetz, V. S., Benjamovsky, V. N., Kopaevich, L. F.
& Naidin, D. P.: The Campanian of the European
palaeobiogeographical region 387

LiN Qi-Bin: Cretaceous succession of insect assemblages
in China 393

Ye Chun-Hui: Non-marine Ostracod biogeographical
regions ofthe early Cretaceous in China 395

Crame, J. A. : Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy
of Antarctica 399

Thomson, M. R. A.: "European" ammonites in the Lo-
wer Cretaceous of Antarctica 407

Klinger, H. C. & Wiedmann, J.: Palaeobiogeographic
affinities of Upper Cretaceous ammonites of
Northern Germany 413

BIOSTRATIGRAPHIE UND KORRELATIONSPRO-
BLEME

Zeiss, A.: Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Ti-
thon/Berrias/Wolga/Portland in Eurasien und Ame-
rika. Ein Beitrag zur Klärung der weltweiten Korrela-
tion der Jura-/Kreide-Grenzschichten im marinen
Bereich 427

Sasonova, LG. &Sasonov, N. T. : TheBerriasianof the
European realm 439

Hoedemaker, P. J. : Reconsideration of the stratigra-
phic Position of the boundary between the Berriasian
and theNemausian(= Valanginian sensu stricto) 447

GoRBACHiK, T. N. & KuzNETsovA, K. L: Jurassic and
Early Cretaceous planktonic foraminifera (Favuselü-
dae). Stratigraphy and paleobiogeography 459

VaSiCek, Z., Michalik, J. & Borza, K.: To the "Neo-
comian" biostratigraphy in the Krizna-Nappe of the
Sträzovske Vrchy Mountains (Northwestern Central
Carpathians) 467

Velic, L &SokaC, B.: Stratigraphy of the Lower Creta-
ceous index fossils in the Karst Dinarides (Yugoslavia)
485

Rawson, P. f. : The Valanginian to Aptian stages - cur-
rentdefinitions and outstanding Problems 493

Kakabadze, M. V. : On the Hauterivian-Barremian cor-
relation between the South of the USSR and certain
Southern and Northern regionsofEurope 501

Avram, E.: Barremian ammonite zonation in the Carpa-
thian area 509

Morter, A. A. & Wood, C. J.: The biostratigraphy of
Upper Albian - Lower Cenomanian Aucellmu in Eu-
rope 515

Ernst, G., Schmid, F. & Seibertz, E.: Event-Stratigra-
phie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland
531

Weidich, K. F., Schwerd, K. & Immel, H.: Das Helve-
tikum-Profil im Steinbruch ,,An der Schanz" bei
Burgberg/Allgäu. Lithologie, Stratigraphie und Ma-
krofauna 555

Per'it, D.: Planktonic foraminiferal zonation of Mid-
Cretaceous of the Annopol Anticline (Central-Po-
land) 575

RoBASZYNSKi, F.: Conclusions to the Colloquium on the
Turonian stage: Integrated biostratigraphic chartsand
facies maps (France and adjacent areas) 585

Salaj, J. & GaSparikova, V.: Turonian and Coniacian
microbiostratigraphy of the Tethys regions on the ba-
sisof foraminifera and nannofossils 595

Bellier, J.-P., Caron, M., Donze, P., Herm, D., Maa-
MOURi, A.-L. & Salaj, J.: Le Campanien sommital et
le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septen-
trionale): zonation sur la base des Foraminiferes
planctoniques 609

Hagn, H. & Herm, D.: Die Foraminiferen der Inocera-
men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un-
ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf
(Oberbayern) 613

Cepek, P.: Kalzitisches Nannoplankton der Inocera-
men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un-
ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf-
(Oberbayem) 637

Schulz, M.-G. & Schmid, F. : Die Belemniten der Inoce-
ramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum,
Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf
(Oberbayern) und ihre stratigraphische Bedeutung
653

Lamolda, M. A., Orue-Etxebarria, X. & Proto-Deci-
ma, f.: The Cretaceous-Tertiary boundary in Sope-
lana (Biscay, Basque Country) 663

PALÄONTOLOGIE: TAXONOMIE UND PHYLO-
GENIE

Caron, M.: La speciation chez les Foraminiferes planc-
tiques: une reponse adaptee aux contraintes de l'envi-
ronnement 671

Caron, M.: Taxonomie et phylogenie de la famille des
Globotruncanidae 677

Robaszynski, f.: Project of an atlas of Late Cretaceous
Globotruncanids. (Results of the European Wor-
king-Groupon planktonic foraminifera) 683

Dhondt, A. V.: Campanian and Maastrichtian Inoce-
ramids : A review 689

Kvantaliani, I. V. : On the systematic position of the
Early Cretaceous Mathoceratinae Casey (Ammonoi-
dea) 703

Schulz, M.-G.: Die Echinodermen der Inoceramen-
Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-
Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Ober-
bayern) 715

VERZEICHNIS DER AUTOREN

Alonso, A 245

Akimetz, V. S 387

Arias, C 245

Asmus, H. E 265

AvRAM, E 509

Began, A 1 73

Bellier, J.-P 609

Benjamovski, V. N 387

BiRKELUND, T 7

BoRZA, K 467

Brito, I. M 277

BUROLLET, P. F 255

Campos, D. A 265, 277

Caron, M 609, 671, 677

Cepek, P 637

Crame, J. A 399

Czabalay, L 183

Damotte, R 313

Dhondt, A. V 689

DoNZE, P 609

Engeser, T 207

Ernst, G 531

Förster, R 123

Garcia, A 245

GaSparikova, V 595

Gaupp, R 155

gorbachik, t. n 459

Hagn, H 613

HAkansson, E 7

Herm, D 609, 613

Hiss.M 43

Hoedemaeker, P. J 447

HuLan-Ying 115

Immel, H 555

Kakabadze, M. V 501

Kelly, S. R. A 285

Kemper, E 359, 371

Klinger, H. C 413

KoPAEVicH, L. F 387

kotetichvili, e. v 375

kuznetsova, k. 1 459

kvantaliani, i. v 703

Lamolda, M. A 663

LanXiu 115

LiN Qi-BiN 393

Maamouri, A.-L 609

Marcinowski, R 65

Marek, S 55

Mas, J. R 245

Melendez, N 245

Memmi, L 255

Meyer, R 123

Michalik, J 467

Morter, A. A 515

mortimore, r 27

Mutterlose, J 293

Naidin, D. P 107, 387

Orue-Etxebarria, X 663

Pavlovec, R 195

Peryt, D 575

PleniCar, M 191, 195

poignant, a.-f 309

pozaryska, k 97

Premru, U 191

Proto-Decima, F 663

Rabet, A. M' 255

Radwanski, A 65

Rawson, P. F 493

Reitner, J 207

Rincon, R 245

RiscH, H 123, 143

Robaszy-nski, F 585, 683

Sala], J 173, 595, 609

Sasonov, N. T 439

Sasonova, lg 439

ScHMiD,F 293,531,653

Schwentke, W 207

Schwerd, K 555

Schulz, M.-G 653, 715

Seibertz, E 531

Sladen, C. P 349

SokaC, B 201,485

Spaeth, ehr 293

Tang Tian-Fu 115

Thomson, M. R. A 407

TiSLJAR, J 201

VaSICek, Z 467

VeliC, 1 201, 485

ViLAS, L 245

Voigt, E 317

Wei JiNG-MiNG 115

Weidich, K. F 555

Weiss, W 371

Wiedmann, J 207, 413

WiTWICKA, E 97

Wood, C. J. 515

Yang Heng-Ren 115

Ye Chun-Hui 395

Yu Cong-Liu 115

Zeiss, A 427

ZhangYi-Yong 115

Zhong Shi-Lan 115

Zitteliana

7-25

München, I.Juli 19S3

ISSN 0373 -9627

The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and

biogeographical analysis

By
TOVE BIRKELUND & ECKART HÄKANSSON'- )

With 6 text figures and 3 plates

ABSTRACT

Mapping of the Wandel Sea Basin (81-84°N) has revealed
an unusually complete Late Jurassic to Cretaceous sequence
in the extreme Arctic. The Cretaceous partof the sequence in-
cludes marine Ryazanian, Valanginian, Aptian, Albian, Tu-
ronian and Coniacian deposits, as well as outliers of marine
Santonian in a major fault zone (the Härder Fjord Fault Zone)
westof the main basin. Non-marine ?Hauterivian-Barremian
and Late Cretaceous deposits are also present in addition to
Late Cretaceous volcanics.

An integrated dinoflagellate-ammonite-5«c/7M stratigra-
phy of the Jurassic to Early Valanginian part of the sequence
shows that the Early Cretaceous dinoflagellate assemblage
appeared later in the Wandel Sea Basin than further south, and
that a discrete "Jurassic" dinoflagellate assemblage existed for
some time in the Early Cretaceous, unaffected by the general
turnover at the Jurassic-Cretaceous boundary.

Ammonite occurrences show interesting palaeobiogeogra-
phical trends. Ryazanian- Valanginian ammonite faunas (Bo-

realites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieripty-
chites) are Boreal and Sub-Boreal, related to forms primarily
known from circum-arctic regions (Sverdrup Basin, Svalbard,
Northern and Western Siberia), but they also have affinities to
occurrences as far south as Transcaspia. The Early Albian
contains a mixing of forms belonging to different faunal pro-
vinces (e. g. Freboldiceras, Leymeriella, Arahoplites), linking
North Pacific, Atlantic, Boreal/Russian platform and Trans-
caspian faunas nicely together. Endemie Turonian-Coniacian
Scaphites faunas represent new forms related to European
species. The Valanginian and Albian ammonites are briefly
described and the Early Albian correlation of North Pacific
and Boreal zonations is revised.

A Late Cretaceous to Early Paleocene phase of movement
has been verified by the setting of Late Cretaceous deposits in
puU-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt
and by pre Late Paleocene deformation of the deposits, This
has an important bearing on the early evolution of the North
Atlantic and Arctic Oceans.

KURZFASSUNG

Die geologische Kartierung des Wandel Sea Basin in Nord-
grönland (81°-84°) lieferte eine ungewöhnliche vollständige
Abfolge des oberen Jura und der Kreide mit marinen Ablage-
rungen des Ryazan, Valangin, Apt, Alb, Turon und Coniac
und in der Härder Fjord Störungs-Zone westlich des Haupt-
beckens auch des Santon, sowie nicht-marine Serien des
?Hauterive-Barreme und einen oberkretazischen Vulkanis-
mus.

Eine kombinierte Dinoflagellaten-Ammoniten-5«c/)ZiZ-
Stratigraphie vom höheren Jura bis ins untere Valangin zeigt,
daß im Wandel-See-Becken die ersten Kreide-Dinoflagella-

*) Institute of historica! Geoiogy and Palaeontology, 0ster Voidga-
de 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark.

ten-Vergesellschaftungen später auftreten als weiter im Sü-
den, und daß sich eine eigenständige , .jurassische" Dinofla-
gellaten- Vergesellschaftung unbeeinflußt vom allgemeinen
Umschwung an der Jura-Kreide-Grenze in die Unterkreide
hinein fortsetzt.

Bei den Ammoniten zeigen sich interessante paläobiogeo-
graphische Tendenzen. Die Ryazan-Valangin Ammoniten-
fauna (Borealites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites,
Astieriptychites) sind boreal und subboreal mit engen Bezie-
hungen zu Faunen anderer zirkumpazifischer Gebiete (Sver-
drup Basin, Svalbard, Nord- und Westsibirien); aber sie ha-
ben auch ÄhnUchkeit mit südlichen Vorkommen wie z. B.
vom Kaukasus. Das tiefere Alb enthält Mischfaunen ver-
schiedener Faunenprovinzen (z. B. Freboldiceras, Leyme-
riella, Arahoplites) und zeigt Verbindungen zwischen dem

Nordpazifik, dem Nordatlantik, der borealen russischen
Plattform und dem transkaspischen Bereich auf. Endemische
Scaphiten-Faunen des Türen und Coniac führen neue For-
men mit Beziehungen zu europäischen Arten. Die Ammoni-
ten des Valangin und des Alb werden kurz beschrieben und
die Korrelation der Zonen des unteren Alb im nordpazifi-
schen und im borealen Bereich wird revidiert.

Es kann eine Phase spätkretazischer-frühpaläozäner Bewe-
gungen nachgewiesen werden anhand von spätkretazischen
Ablagerungen in Senkungsräumen des Wandel Hav Strike-
Slip Mobile Belt und anhand einer prä-oberpaläozänen De-
formation dieser Sedimente. Sie sind von großer Bedeutung
für die frühe Entwicklung des Nordatlantiks und des arkti-
schen Ozeans.

I. INTRODUCTION

The geological history of the North Atlantic region for the
period leading up to the Separation of the Eurasian and North
America/Greenland continents naturally should be based on
as much information as possible from strata on both sides of
the ocean. In the extreme north, the Wandel Sea Basin in
North Greenland and Svalbard constitute a pair of depositio-
nal centres, which were dissected and subsequently separated
from each other by more than 500 km in connection with the
complex movements along the Spitzbergen Fracture Zone and
the generation of oceanic crust from the Nansen and Mohns
Ridges (Fig. 1). Since actual Separation along both the north-
ern part of the Mohns Ridge and the "southern" part of the
Nansen Ridge is documented by ocean crust formation at or
somewhat prior to anomaly 24 time (Talwani & Eldholm
1977, Vogt et al. 1979), Cretaceous and Paleocene strata in
particular are relevant in this context.

Early Cretaceous Sediments are abundantly preserved in
both areas, whereas Late Cretaceous strata are completely ab-
sent in the Svalbard archipelago(although recently encounter-
ed in the Troms Basin just off the Norwegian north coast
[Nils Fagerland, pers. comm. 1982]). In the Wandel Sea Ba-
sin, on the other band, recent investigations have revealed the
presence of substantial on-shore Late Cretaceous deposits
(Hakansson et al. 1981b), and although work is still in prog-
ress, a fairly complete biostratigraphic outline of the Cretace-
ous has now been established here. North Greenland,
therefore, should attain a central position in attempts to esta-
blish a better understanding of the early phases in the forma-
tion of both the Atlantic and Arctic Oceans.

II. GEOLOGICAL FRAME

The eastem part of North Greenland has undergone a long
and complex structural history prior to the formation of the
Atlantic and Arctic Oceans (HAkansson & Pedersen in
press), resulting in a high degree of patchiness in the distribu-
tion of most Sediments in the Wandel Sea Basin. Cretaceous

deposits in particular display an extreme Separation into
small, structurally determined units (Fig. 2). However, wit-
hin this erratic pattern the effect of two distinctly different
geological regimes is apparant.

Fig. 1. Eastern Nonh Greenland and adjacent parts of the North Atlantic and Arctic Oceans; main
tectonophysic structures indicated.

Early Cretaceous deposits, in general, are characterised by
high Sediment maturity reflecting deposition in a comparati-
vely quiet period subsequent to the last pulse of the Late Pala-
eozoic to Mesozoic episodes of transcurrent faulting (HA-
KANSSON & Pedersen in press). In streng contrast to this pictu-
re, Late Cretaceous Sediments are mainly immature, rapidly
accumulated infill in pull-apart basins of the Wandel Hav
Strike-Slip Mobile Belt which, furthermore, contain the only
magmatic rocks known from the Wandel Sea Basin (Hakans-
SON & Pedersen in press).

LATE JURASSIC - EARLY CRETACEOUS DEPOSITS

Ladegärdsäen Formation (Fig. 2, locs 5 & 6). This
formation is restricted to east Peary Land and has been consi-
dered in some detail by Hakansson et al. ( 1 98 1 a), who presen-
ted an integrated ammonite-5«c/)M-dinoflagellate stratigra-
phy for the marine intervals. The formation records a Middle
Oxfordian transgression, foUowed by gradually shallowing
marine conditions which prevailed in Late Jurassic time and
across the Jurassic Cretaceous boundary into the Early Va-
langinian, terminated by pre-Aptian limnic deposits. Sedi-
mentation in the Ladegärdsäen Formation amounted to a
thickness of some 250 m.

Kilen (Fig. 2, loc. 10). A parallel, apparently unrelated
Late Jurassic - Early Cretaceous sequence, which has yet to
be formally described, is located in part of the large semi-nu-
natak Kilen (Hakansson et al. 1981b). The moderately folded
sequence comprises some 900 m of marine sandy and silty Se-
diments from which scattered ammonite faunas have establis-
hed thepresenceof Kimmeridgian, Volgian, Valanginian, and
Middle Albian strata. Previous reports on the presence of Ba-
thonian strata in Kilen (Greenarctic Consortium in Dawes
1976; Dawes & Peel 1981) were based on erroneous determi-
nation of these Middle Albian ammonites (see p. 13). The
Kimmeridgian - Valanginian part of the sequence constitutes
a mainly transgressive phase in which Sediments accumulated

in a muddy, sheltered, coastal environment, whereas subse-
quent Sediments are dominated by shelf mud with increasing
amounts of storm sand layers (Hakansson et al. 1981b).

Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). Here, at a considerable
distance from all other Sediments of the Wandel Sea Basin,
85 m of coarse sandstones gradually giving way to mudstones
have been preserved. The Sediments apparently rest directly
on Ordovician Sediments. Very thin coal seams and root hori-
zons together with the very low diversity assemblages of di-
noflagellate cysts suggest a prevailing near-coastal and lagoo-
nal, mainly restricted marine environment with associated
protective bar Systems (Hakansson et al. 1981b). The dinofla-
gellate floras indicate an Aptian age for most of the sequence
(Piasecki in Hakansson et al. 1981b); no macrofossils are
known.

East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). From a very restricted,
fault-bound locality next to the Ladegärdsäen Formation,
Rolle (1981) recorded about 100 m of black mudstones with
thin sandstones and shell conglomerates at the top of the se-
quence. Dinoflagellates from the mudstones in general indi-
cate Aptian ages (Piasecki in Rolle 198 1), whereas ammonites
from the top conglomerates are of early Albian ages. Hakans-
son et al. (1981b) considered the sequence a deeper water,
open marine equivalent to the Aptian nearshore Sediments at
Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7).

LATE CRETACEOUS DEPOSITS

Kilen (Fig. 2, loc. 9). At least 550 m of fairly strongly
folded organogenic shale and fine-grained sandstones with
minor redeposited biogenic conglomerate sheets are located
in the northern, downfaulted part of the semi-nunatak Kilen
(Hakansson et al. 1981b). Marine faunas dominated by sca-
phitids and inoceramids are frequent through most of the se-
quence, whereas dinoflagellates have been severely altered
due to significant thermal activity (HAkansson et al. in prep. ).

ICE GAP BOUN0ARY--

Fig. 2. Distribution of Cretaceous deposits in relation to the structural elements of the Wandel Hav
Strike-Slip Mobile Belt in North Greenland. (NB: the distribution of outcrops shown by SoPER et al.
(1982, fig. 2)isincorrect.)

50.

80.'

100

130

140..

150.'

YPRESIAN

THANETIAN

DANIAN

MAASTRICHTIAN

CAMPANIAN

SANTONIAN

CONIACIAN

TURONIAN

CENOMANIAN

APTIAN

BARREMIAN

HAUTERIVIAN

VALANGINIAN

RYAZANIAN

KIMMERIDGIAN

OXFORDIAN

CALLOVIAN

KAP CANNON
THRUSTZONE

HÄRDER FJORD
FAULT ZONE

TROLLE LAND
FAULT SYSTEM

KRONPRINS CHRISTIAN
LAND

500 m

400

Inferred structural boundary/surface
- Dated structural boundary/surface
Depositional boundary

[y '^ V ^ vi Continental volcanics
[ \ Marine clastics

»°1 Continental clastics
Palaeozoic basement

>435

600 m

Fig. 3 . Lithostratigraphy of Late Jurassic - Early Tertiary Strata in North Greenland. Encircied numbers
refer to location in Fig. 2. Pardy based on information from HAkansson & Pedersen (in press),
HAkansson et al. (1981b) and Hatten et al. (1981).

The depositional environment probably was a shallowing
shelf, and the inoceramid fauna indicates the presence of
Middle Turonian to veiy Early Coniacian strata (Kauff man in
HAkansson et al. 1981b). Among stratigraphically important
species should be mentioned Inoceramus cuvieri, I. lamarcki
and Platyceramus rnantelli.

Nakkehoved Formation (Fig. 2, loc. 8). A gently di-
sturbed sequence comprising at least 600 m of rapidly accu-
mulated, monotonous, fine-grained greywackes isexposed in
the complex of nunataks and semi-nunataks in northern
Kronprins Christian Land (HAkansson et al. 1981b). A ma-
rine bivalve fauna including posidoniid and trigoniid forms
generally indicates a Late Cretaceous age of the sequence, but
more precise age determinations are lacking so far. Low grade
thermal metamorphism has caused pervasive recrystallisation
as well as complete degradation of organic walled microfossils
(HAkansson et al. in prep.).

Herlufsholm Strand Formation (Fig. 2, locs 3 & 4).
Variously folded and thrusted, mainly fluvial sequences refer-
red to the Herlufsholm Strand Formation occur m two sepa-
rate areas (Hakansson 1979; Hakansson et al. 1981b). At
Herlufsholm Strand (Fig. 2, loc. 4) at least 435 m and at De-
potbugt (Fig. 2, loc. 3) more than 500 m of Sediments domi-
nated by conglomerates, greywackes, and coaly shales with
poorly preserved plant remains have been preserved. Only
little direct evidence is at band to document a Late Cretaceous
age of the Herlufsholm Strand Formation. Palynomorphs
have consistently been degraded beyond recognition, and
only the presence of angiosperm wood gives an indication of
the Late Cretaceous - Early Tertiary age suggested by Troel-
sen (1950) for the sequence at Herlufsholm Strand. However,
an additional, isolated occurrence of organogenic shales very
close to the Herlufsholm Strand Formation at Depotbugt

contains a very restricted, possibly Early Tertiary paiyno-
morph assemblage (Croxton et al. 1980). Since the thermal
alteration of these shales is far less severe than recorded in the
shales of the neighbouring Herlufsholm Strand Formation
(Piasecki in Hakansson etal. 1981b), a Late Cretaceous age of
this formation is substantiated. As discussed by HAkansson &
Pedersen (in press), the tectonic disturbance of both Herlufs-
holm Strand Formation sequences is consistent with the re-
gional pattern of Late Cretaceous deformation in the Wandel
Hav Strike-Slip Mobile Beh.

North-eastofFrigg Fjord (Fig. 2, loc. 2). Centrally in
the long-lived Härder Fjord Fault Zone, marine Late Creta-
ceous Sediments have been preserved in more or less vertical
positions in a few small fault-bound wedges (Hakansson et al.
1981b). The Sediments are fine-grained and dominated by
greywackes and feldspar rieh sandstones, and they contain a
sparse fauna of protobranch and inoceramid bivalves. A se-
quence more than 400 m thick apparantly constitutes the
most extensive interval preserved within a single wedge, and
from this sequence the Late Santonian Sphenoceramus pinni-
formis has been identified (Kauffman in HAkansson et al.
1981b).

Kap Washington Group (Fig. 2, loc. 1). More than
5 km of extrusive volcanics and subordinate Continental cla-
stics makes up the Kap Washington Group, which is known
only from a number of thrust sheets in the Kap Cannon
Thrust Zone on the nonh coast of Peary Land (Brown & Par-
SONS 1981; Batten et al. 1981). The volcanic suite is peralka-
line and include air-fall tuffs and breccias, as well as basaltic,
trachytic and rhyolitic lavas (Brown & Parsons 1981 ; Soper et
al. 1982); little is known about the clastic constituents of the
group. In addition to the Kap Washington Group volcanicity,

northwest Peary Land is also the centre of an intense swarm of
Cretaceous basaltic dykes (Dawes & Soper 1979; Higgins et
al. 1981).

Batten et al. (1981) and Soper et al. (1982) adopted an age
of the Kap Washington Group volcanicity at or just before the
Cretaceous-Tertiary boundary, and Soper et al. (1982) refer
the dyke swarm to a separate episode, entirely preceding the
Kap Washington Group. However, as pointed out by HA
KANSSON & Pedersen (in press) these age indications are not
fuUy substantiated. Thus, the basal, partly intervolcanic Se-
diments of the Kap Washington Group contain an angio-
sperm flora of Cenomanian or later Cretaceous age (Batten et

al. 1981); palynomorphs approximately 3 km higher in the
sequence indicate a Campanian - Maastrichtian age (Batten et
al. 1981 ; Batten in press); and, finally, whole rock Rb/Sr age
determination of extrusives from the top of the group yields
ages of 63-64 m. y. (Larsen et al. 1978; Larsen in press). The
available evidence, therefore, suggests a general Late Cretace-
ous age for the Kap Washington Group with a termination of
the volcanicity approximately at the Cretaceous-Tertiary
boundary. Furthermore, Hakansson & Pedersen (in press)
argue against a clear distinction between the dyke-swarm and
the extrusives of the Kap Washington Group and consider
them intimately related and at least partly synchronous.

III. AMMONITE STRATIGRAPHY

Up to now, the age determinations of the Cretaceous depo-
sits of North Greenland have been based on ammonites, dino-
flagellates, Buchia and Inoceramus species, as well as pollen
and leaves. In addition, Cretaceous radiometric ages have
been obtained from a number of dykes and extrusive volca-

nics. For the Jurassic to earliest Cretaceous pan of the se-
quence an integrated ammonite-5«cÄM-dinoflagellate strati-
graphy has already been worked out (Hakansson et al.
1981a), and studies of dinoflagellates and inoceramids from
later parts of the sequence by S. Piasecki and E. Kauffman,

STAGES/SUBSTAGES

AMMONITE ZONATION

NORTH

ORFENLAND

iia

MIDDLE
ALBIAN

£. lautus

E. loricatus

H. den latus

LOWER
ALBIAN

LOWER
VALANGINIAN

D mammillatum

L regulahs

L tardefurcata

L schrammeni

T. SYZranicus

N. klimovskiensis

RYAZANIAN

B mesezhnikowi

S analogus

H. kochi

C Sibiriens

lil

UPPER
VOLGIAN

C. chetae

C taimvrensis

Fig. 4. Upper Volgian - Tower Cretaceous am
in North Greenland.

monite zones

respectively, are in progress. The hitherto undescribed Early
Cretaceous ammonites have now been studied in detail and
are presented here in the Appendix (p. 16).

A short account of the ammonite stratigraphy of the Creta-
ceous in North Greenland is given below (fig. 4).

RYAZANIAN

Hectoroceras kochi 7.one:The .immonke Borealites sp. äff.
fedorovi Klimova, 1969, and the Buchia species B. fischena-
na, B. unschensis, B. terebratuloides, B. okensis and B. vol-
gensis characterize this zone (see Häkansson et al. 1981a).
The genus Borealites appears in the Chetaites Sibiriern Zone
of northern Siberia and becomes more diversified in the lower
part of the H. kochi Zone according to Casev (1973). The
specimens from North Greenland are dosest to forms from
northern and western Siberia from the H. kochi Zone.
Aniong the Buchia species, B. okensis and B. volgensis are
thought to appear at the base of the H. kochi Zone and only
two of them, B. okensis and B. volgensis, occur above the
H. kochi Zone to the top of the Ryazanian according to Zak
HAROv in Häkansson et al. (1981a).

Bojarkia mesezhnikowi Zone: Only Peregrinoceras sp.
äff. albidum Casey, 1973, is known from this level (HAkans-
SON et al. 1981a). The genus Peregrinoceras appears late in the
Ryazanian and is not known from the Valanginian. P. albi-
dum characterizes a zone at the top of the Ryazanian in
eastern England (Casey, 1973) and P. äff. albidum Casey,
1973, has also been found in the top Ryazanian of Kashpur
(Casey, Mesezhnikov & Shulgina, 1977).

LOWER VALANGINIAN

Neotollia klimovskiensis Zone: A few fragments of Neotol-
lia sp. and a Buchia specimen, possibly B. keyserlingi, are
known from this level (Häkansson et al. 1981a).

Polyptychites michalskii Zone: The presence of this zone in
the sequence of Kilen is verified by the find of a small, poorly
preserved fauna of Polyptychites michalskii (Bogoslovsky),
P. middendorffi Pavlov, P. (Astieriptychites) sp. and inde-
terminate fragments of ,,Euryptychites" (pl. 1).

LOWER ALBIAN

The early Lower Aibian is here divided in three Zones:
L. schrammeni Zone, L. tardejurcata Zone and Z.. regularis
Zone in accordance with German usage.

Leymeriella tardefurcata Zone: In eastern Peary Land
Leymeriella trollei n. sp. and Freboldiceras praesingulare n.
sp. occur together a few metres below concretions containing
Arcthoplites jachromensis (Nikitin) and Anadesmoceras sp.
The evolutionary stage of the Leymeriella species, being a
progressive form of the L. schrammeni stock, seems to indi-
cate that the assemblage belongs to the very base of the
L. tardefurcata Zone or - possibly - the topmost part of the
L. schrammeni Zone. Freboldiceras praesingulare n. sp. is
very close to Freboldiceras singulare Imlay from southern

Alaska. On the basis of morphology it is supposed to belong
to a slightly earlier evolutionary stage than F. singulare (see
p. 17).

The early Lower Aibian age of F. praesingulare n. sp. is
well documented on the basis of its occurrence together with
Leymeriella trollei n. sp. The Alaskan occurrences of Frebol-
diceras singulare Imlay, on the other band, belong to the so-
called Brewericeras hulenense Zone of the North Pacific Pro-
vince. Besides f . singulare and Brewericeras hulenense (An-
derson), this zone also contains (according to Jones &
Crantz 1967) e. g. Arcthoplites talkeetnanus (Imlay), Ana-
gaudryceras sacya (Forbes), Grantziceras affine (Whitea-
VEs), G. glabrum (Whiteaves), Parasilesites bullatus Imlay
and Puzosia alaskana Imlay. It overlies the Moffites robustus
Zone of early Aibian age and is referred to late Early Aibian
by Jones & Crantz (1967). The close relations between Fre-
boldiceras singulare and F. praesingulare n. sp., together
with the occurrence of early forms of Arcthoplites in the
Brewericeras hulenense Zone (see below), suggest an earlier
Lower Aibian age of the 5. hulenense Zone than is generally
supposed.

A rieh assemblage of Arcthoplites jachromensis (Nikitin)
and a single fragment oi Anadesmoceras sp. occurs a few met-
res above the Leymeriella - Freboldiceras assemblage.

The exact age of Arcthoplites jachromensis is not known,
either in the type area on the Russian platform, or in other oc-
currences in Svalbard and Arctic Canada. Nagy (1970) indica-
tes a find of Brewericeras cf. hulenense (Anderson) together
with A. jachromensis in Svalbard, but the affinity of that
Brewericeras specimen is very uncertain. The Svalbard Arc-
thoplites faunas asa whole (y4. birkenmajeri Nagy and A. ja-
chromensis) can be dated to levels between the middle part of
the L. tardefurcata Zone s. 1. and the upper part of the Dou-
villeiceras mammillatum Zone according to Nagy (1970).
Species intermediate between Freboldiceras and Arcthoplites
(Freboldiceras remotum Nagy, Arahoplites birkenmajeri
Nagy) occur together with Leymeriella germanica. In Arctic
Canada Jeletzky & Stelck (1981) tentatively correlated Arc-
thoplites bearingbeds(e. g. containing /l. jachromensis) with
the upper part of the L. tardefurcata Zone s. 1. and the
D. mammillatum Zone of the Western European Standard
zonation.

The rieh Arcthoplites fauna from Mangyschlak, described
by Saveliev (1973), belongs to the L. tardefurcata Zone and
does not penetrate into the L. regularis Zone. The Mangy-
schlak fauna seems to be fairly closely related to Arahoplites
jachromensis.

Considering all these data, combined with stages of evolu-
tion of the Freboldiceras -Arcthoplites stock of the faunas in
question, it is concluded that the A. jachromensis fauna still
belongs to the L. tardefurcata Zone and that characteristic
Freboldiceras/ Arcthoplites faunas from Alaska, Svalbard,
North Gfeenland and Mangyschlak can be arranged tentati-
vely in the foUowing stratigraphic order:

The genus Anadesmoceras appears in the L. tardefurcata
"Zone in Germany and is also known from the L. tardefurcata
Zone in Mangyschlak (Saveliev, 1973). In England it appears
in the equivalent Farnhania farnhanensis Subzone. Its single
occurrence together with Arcthoplites jachromensis in North
Greenland is thus in good accordance with the scheme above.

L. regularis
Zone

no Arcthoplites

L. tardefurcata
Zone

Arcthoplttes spp.

(e. g. A. subjachromensis Saveliev)

Arcthoplites jachromensis

Mangyschlak

N. Greenland/
Spitsbergen

Freboldiceras remotumi
Arcthoplites birkenmajeri

Freboldiceras singulare/
Arcthoplites talkeetnanus
of the B. hulenese Zone

Freboldiceras praesingulare

Svalbard
Alaska

L. schrammeni
Zone

N. Greenland

MIDDLE ALBIAN

MIDDLE TURONIAN - EARLY CONIACIAN

Euhoplites lautus Zone: Two fragments, figured in PI. 3,
one a gastroplitid, the other an Anahoplites comparable to
A. daviesi omata Späth, 1924 are of panicular interest be-
cause the presence of Middle Jurassic (Bathonian) strata in Ki-
len was postulated on the basis of these fragments (Greenarc-
tic Consortium in Dawes, 1976; Dawes & Peel, 1981). Until
now these fragments have been the only indication of the
Middle Albian in North Greenland.

In Kilen the lower 300 m of the Late Cretaceous sequence
in particular has yielded a number of faunas containing rieh
assemblages of inoceramids and scaphites. On the basis of the
inoceramids, E. Kauffman has dated the deposits to Middle
Turonian - Early Coniacian. The scaphites belong to an en-
demic stock related to the Scaphites geinitzi group, and Otos-
caphites spp. may also be present. These faunas will be descri-
bed in detail elsewhere.

IV. PALAEOBIOGEOGRAPHY

RYAZANIAN

The Ryazanian in North Greenland is dominated by Boreal
and Sub-Boreal ammonites and Buchia species. The stage is
further characterised by long-ranging species of dinoflagella-
tes which are also present in Jurassic deposits below and be-
long to an extreme northern flora (HAkansson et al. 1981a).

The early Ryazanian ammonite genus Borealites is known
primarily from northern regions (the Sverdrup Basin, Sval-
bard, Northern and Western Siberia), but has also been found
in England. The late Ryazanian genus Peregrinoceras, on the
other band, has up to now only been recorded from the Man-
gyschlak Peninsula (Transcaspia), the Volga Region, and
eastern England (Casey, 1973), and the occurrence in North
Greenland is the first find of this genus in northern regions.

Fig. 5. Distribution of the "borealis" and North Atlantic
dinoflagellate assemblages in Late Jurassic -earliest Cretaceous
time.

All the Ryazanian Buchia species have a wide distribution
in the Boreaj realm from Arctic Canada to Svalbard and
northern USSR. In addition, some are fairly common in the
Sub-Borealprovince(e. g. 5. volgensis) and a few of them are
even known from Alaska, British Columbia and California or
have close allies in these areas (e. g. B. fischeriana and
B. okensis).

The restricted distribution of the dinoflagellate assemblage
of the Ryazanian constrasts with the macrofauna. The assem-
blage belongs to an "extreme arctic" flora of long-ranging
species which appeared in the late Oxfordian and continued
into the Early Valanginian. This "borealis assemblage" was
recognized by Brideaux & Fisher (1976) from Arctic Canada,
extending from the McKenzie River delta to Ellef Ringness Is-
land in the Sverdrup Basin. The assemblage further extends to
East Greenland, where it is mixed with the widely distributed
North Atlantic flora (Piasecki, 1980) (Fig. 5).

VALANGINIAN

The biogeographic pattem in the Neotoüia klimovskiensis
Zone of the Early Valanginian is more or less unchanged from
the Ryazanian. Poorly preserved Neotoüia and }Buchia key-
serlingi both belong to the Boreal and Sub-Boreal province,
while the dinoflagellates belong to the restricted extreme
northern "borealis assemblage".

A few metres above the Neotollia level the dinoflagellate
assemblage changes drastically: The "borealis assemblage"
was replaced completely by typical Early Cretaceous forms
known from the entire North Atlantic region, including NW
Europe. As this flora is known from earlier deposits both in
NW Europe and the Atlantic, the appearance in North
Greenland must be explained by a delayed migration to the
north caused for instance by suddenly improved physical
connections or by a rise in temperature (HAkansson et al.
1981a). A similar Invasion of southern forms apparently took
place also in the Arctic Canada in the Valanginian (McInttre
& Brideaux 1980).

Ammonites from the Polyptychites michalskii Zone in Ki-
len are completely identical with forms known from the Sver-
drup Basin (pers. comm. E. Kemper, 1982) and from north-
ern USSR (see e. g. Pavlov, 1914; Bogoslovskv, 1902; Body-
LEVSKY, 1960). This fauna has a restricted, high northern Bo-
real distribution as distinct from "Polyptychites tscheka-
nowski Beds" of Kemper & Jeletzky (1979), which in the
Sverdrup Basin contains forms closely related to the NW
German province (Kemper, 1977; Kemper & Jeletzky, 1979).

It is not possible to teil if the dinoflagellate Invasion from
the south, mentioned above, is earlier or later than the P. mi-
chalskii fauna, as no dinoflagellates are preserved in this part
of the Wandel Sea Basin (cf. HAkansson et al. in prep.).

LOWER ALBIAN

The ammonite faunas of that time from North Greenland
represent a mLxture of forms belonging to different provinces
and showing a fairly surprising, characteristic pattern of mi-
gration routes. The composition of Lower Albian faunas
from Svalbard (described by Nagy, 1970) and from East
Greenland (summarized by Donovan, 1957) are similar in a
number of respects.

Leymeriella: The early representatives are only known
from Svalbard, North Greenland and NW Germany, but la-
ter representatives are widely distributed in NW Europe and
connected with occurrences in Transcaspia (see Saveliev,
1973) and Iran (see Seyed-Emani, 1980) via a mid-European
sea-way marked by occurrences of leymeriellids in Austria,
Bulgaria, Rumania, southern Russia and Kaukasus, (Owen,
1973, 1979; Seyed-Emani, 1980). This distribution is nearly
identical with the hoplitinid province of the Middle Albian.

Freboldiceras is known from the American Northern Paci-
fic Province of Alaska, Arctic Canada, North Greenland and
Svalbard. Other characteristic forms, first described from the
Pacific province: Grantziceras, Brewericeras and Grycia, are
known as far as Arctic Canada, Svalbard and East Greenland
(Brewericeras), but have not been found in North Greenland.

LEYMERIELLA O
^FREBOLDICERASO
^ARCTHOPUTES*

Fig. 6. Distribution of the Early Albian genera Leymeriella,
Freboldiceras and Arcthoplites.

Arcthoplites is known from the American Northern Pacific
Province of Alaska (early forms), Arctic Canada, North and
East Greenland and Svalbard, and further from the Russian
Platform, Mangyschlak (Transcaspia) and Iran (see e. g.
Nagy, 1970; Saveliev, 1973; Seyed-Emani, 1980). The non-
occurrence of Arcthoplites in western Europe, and the non-
occurrence of Leymeriella in central Russia, taken together
with the occurrence of both genera in two regions far apart:
the high nonhern Atlantic region and Mangyschlak - Iran,
indicates two different routes of distribution of these two ge-
nera: An Atlantic - European sea-way for Leymeriella and a
Russian- Arctic sea-way for Arcthoplites (omitted in Owen 's
palaeobiogeographic maps from 1973 and 1979) (Fig. 6).

It is difficult to explain this pattern satisfactorily, but it may
be mentioned that the distribution of Arahoplites shows
some similarity to the distributional pattern of Upper Volgian
Craspedites. The home of Craspedites is the Russian Plat-
form, but whereas the genus is apparently also widely distri-
buted in northern Boreal regions (northern Siberia, Svalbard,
North Greenland, Sverdrup Basin), it is never found in we-
stern Europe. The genus Leymeriella's close connection with
the Mid-European - Atlantic sea-way, and the lack of this ge-
nus in circum- Arctic regions indicate that it does not belong
to the Boreal stock, but is better regarded as a primarily Euro-
pean form which migrated far to the north as did the hopliti-
nids of the Middle Albian.

On the basis of the distribution of glendonite, Kemper &
Schmitz (1981) and Kemper (1982, herein) proposed the exi-
stence of Lower Valanginian and Aptian- Albian glaciations.
The strong circum-arctic provincialism still present in Early
Valanginian time could be considered as support for this hy-
pothesis, but this can hardly be justified, as a similar provin-

cialism is also Seen in large parts of the Middle and Upper Ju-
rassic. Furthermore, also the wide distribution of the Early
Albian ammonites occurring in North Greenland is hardly
compatible with Kemper's hypothesis.

MIDDLE ALBIAN

The occurrence of a gastroplitid ammonite and Anahoplites
cf. daviesi omata Späth in North Greenland is complemen-
tary to occurrences of earlier Middle Albian and basal Upper
Albian in East Greenland (Donovan 1957) and Svalbard
(Nagy 1970), belonging to the northern part of the Middle
Albian hoplitinid province, described by Owen (1979).

LATE CRETACEOUS

The fairly sporadic macrofauna from the series of local
pull-apart basins developed across North Greenland through
the Late Cretaceous is characterised by the occurrence of wi-
despread Boreal inoceramids through the Turonian - Santo-
nian interval. On the other band, a comparison of the Middle
Turonian - Early Coniacian scaphites with faunas of similar
age from Nonh America and Europe seems to show that most
of the North Greenland scaphites belong to an endemic stock
related, most likely, to the European Scaphites geinitzi
group. Considering the general provincialism characterising
the Late Cretaceous scaphites this result is not in any way sur-
prising. Rare, poorly preserved scaphites from East Green-
land referred to Scaphites sp. cf. geinitzi d'Orbigny and S.
äff. morrowi Jeletzky by Donovan (1953) may be related to
the North Greenland stock.

V. CONCLUDING REMARKS ON OCEAN DEVELOPMENT

Late Cretaceous geology in North Greenland was control-
led by the series of events in the Wandel Hav Strike-Slip Mo-
bile Belt, in which activity ceased just after the Cretaceous -
Tertiary boundary. The detailed relations between these
events have yet to be determined, but it would appear from
the present data that 1) formation of all pull-apart basins cha-
racterising the mobile belt was initiated som time subsequent
to the Albian; 2) the oldest strata so far determined from any
of the basins are of Middle Turonian age, while the youngest
strata correspond to the Cretaceous -Tertiary boundary; and
3) compressional deformation in all basins was apparently
terminated prior to renewed deposition in the Late Paleocene
(HAkansson & Pedersen in press). In addition, the rather
poorly dated dyke-swarm associated with the Kap Washing-
ton Group volcanics (K/Ar ages of 130-66 m. y. according to
Dawes & So per 1979) may be regarded in part as precursor of
the mounting transtensional forces that subsequently gave
rise to the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt.

Perhaps the most intriguing new result concerning the early
history of the North Atlantic and Arctic Oceans is the appa-
rent lack of evidence of post-Cretaceous compressional forces
in North Greenland (HAkansson & Pedersen in press). In
both Svalbard and the Sverdrup Basin, significant Eocene and

Oligocene - Miocene deformation took place - the Eurekan
Orogeny in the Sverdrup Basin and the West Spitsbergen
Orogeny in Svalbard (see e. g. Christie 1979) - and in spite of
the general lack of Observation, such phases have often been
more or less customarily attributed to North Greenland as
well. However, as pointed out above, the recent field work
has failed to provide the anticipated evidence here.

The trend in the major faults of the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt in eastern Peary Land and northern Kronprins
Christian Land (Fig. 2) largely parallels the complex Spits-
bergen Fracture Zone separating the Mohns and Nansen Rid-
ges (HAkansson 1979). However, the age of the Spitsbergen
Fracture Zone has yet to be settled, and associated oceanic
crust formation did not commence until around the time of
anomaly24 (Vogt et al. 1979), i. e. distinctly after the ceasing
of activity of the on-shore part of the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt. As long as the broad shelf off eastern North
Greenland is still virtually unexplored, a direct relationship
between these two major structural elements therefore must
remain speculative (HAkansson & Pedersen in press).

One possibility is that the activity of the Wandel Hav Stri-
ke-Slip Mobile Belt affected both the on-shore part of the
Wandel Sea Basin that has now been investigated, as well as

the Greenland and southern Baren ts shelves (with the possible
continuation in the Troms Basin area). Subsequently, the me-
gascopic shear System causing the Wandel Hav Strike-SHp
Mobile Belt was released in the Spitsbergen Fracture Zone in
which the majority of the actual dislocations has taken place
during the Cenozoic.

The existence of mirror Images on the Greenland plate of
the Tertiary wrench faulting in the West Spitsbergen Oroge-
ny, implied by for instance Lowell (1972), Steel et al. (1981)
and SoPER et al. (1982) has not been directly substantiated by
recent investigations. However, their existence on the broad
Greenland shelf bordering the Spitsbergen Fracture Zone is
quite Ukely. As pointed out by Kellogg (1976), transpressio-
nal deformation, reflecting the opposing movement of Green-
land and Svalbard, continued until late Oligocene on the
eastern side of the fracture zone. In the outer pan of the shelf

off northeastern Greenland, it may therefore with some rea-
son be expected that structures of the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt will be found having an overprint of the West
Spitsbergen Orogony.

Recently, Soper et al. (1982)developed a detailed model for
the formation of the Eurasian Basin in the Arctic Ocean assu-
ming a direct connection between the Kap Washington
Group volcanicity and the initial opening of the Eurasian Ba-
sin. As we do not fuUy accept these authors' Interpretation of
the stratigraphic position of the Kap Washington group and
find their assumption that Paleocene strata are folded to be in-
supportable (cf. also Häkansson & Pedersen in press), we
would question their suggested order of events. Consequent-
ly, since no convincing evidence has yet been presented, we
would advise the consideration of other, presumably older,
relationships for the North Greenland volcanicity.

VI. APPENDIX

VALANGINIAN AND ALBIAN
AMMONITE FAUNAS

Lower Valanginian polyptychites
(pl. 1, figs 16-19)

Material: Fragments of "Euryptychites" (GGU216119)
have been found in situ together with two loose specimens
of Polyptychites mkhalskii (Bogoslovsky) and one specimen
of Polyptychites middendorffi Pavlov (GGU216118). Two
metres above this level two loose fragments of Polyptychites
(Astieriptychites) sp. have been found (GGU216117). Mo-
reover, a few indeterminate fragments are available.

Locaüty: Kilen, Kronprins Christians Land (Fig. 2, loc.

10).

Remarks: The two Polyptychites michalskii specimens,
one of which is shown in pl. 1, figs 19a-b, are fragments of
microconchs and in good agreement with the type series figu-
red by Bogoslovsky (1902, pl. 15) except for a less inflated
shape. The phragmocone of P. middendorffi Pavlov, figured
in pl. 1, figs 16a-b, shows especially close similarity with the
phragmocone figured by Pavlov, 1914, pl. 6, fig. 2. The two
poor fragments of P. (Astieriptychites) Bodylevsky, 1960, fi-
gured in pl. 1, figs 17-18 show aribbing pattern similarto the
type of P. (A.) astieriptychus Bodylevsky, 1960 (pl. 39,
fig. 1).

Leymeriella trollei n. sp.
(pl. 1, figs 1-5)

Holotype: MGUH15972, figured in pl. 1, fig. la-b be-
longing to the sample GGU270052A.

Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5)

Material: Ca. 10 specimens, partly fragmentary, all from
same locality and horizon. GGU270052A.

Description: All the specimens are somewhat crushed,
but otherwise the preservation is good, including the nacre-
ous shell. The holotype seems to be mature, having the com-

plete, 200° long bodychamber preserved (pl. 1, fig. la-b).
The diameter of this specimen is 42 mm and the diameter of
the phragmocone ca 30 mm. The diameter of the phragmo-
cone of other specimens varies from 16 to 25 mm. They may
be juvenile as no signs of crowding of the last sutures have
been recognized. The cross section of the whorls is compres-
sed and slightly flattened ventrally, but cannot be described in
detail because of crushing. The umbilical ratio is 26-29%.
Ribbing can be recognized from a diameter of 4 mm. The ribs
are prorsiradiate and strongly pro|ected ventrally. They are
usually Single and extend to the umbilical edge or they bifur-
cate close to the umbilical edge in rare cases. They are sharp on
the flanks, but grow broader and flatter ventrally. They usu-
ally form a ventral chevron of an acute shape proximally and a
rounded shape distally. In certain cases, especially in early
and middle growth stages, the ribs may be nearly completely
flattened out ventrally, so that the venter tends to become
smooth. The ribbing on the venter is more strongly developed
on the internal mould than on the surface of the shell, as the
nacreous layer tends to smooth out the sculpture. The pre-
sence of weak constrictions, best developed on mature body-
chambers, gives the ribbing a slightly irregulär appearance.
The suture lines are not very incised. The external saddle is
broad and bifid and the first lateral lobe has a rather symme-
trical trifid shape.

Discussion: The specimens show fairly close affinity to
early LeymerielLi forms (Proleymeriella Breistroffer,
1947), but also show characters which connect them with the
next evolutionary stage of the Leymeriella group.

The early stages of the Leymeriella stock are only known
from Northern Germany, first and foremost described in the
classical work by Brinkmann (1937) and later by Kemper
(1975) and Kemper & Zimmerle (1978). Brinkmann showed
that the earliest representative, L. schrammeni, evolved from
the desmoceratid Callizoniceras and he described two diver-
ging lineages evolving from that species: the L. tardefurcata
lineage and the L. acuticostata - L. regulans lineage. Brei-
stroffer (1947) established a subgenus, Proleymeriella, for
L. schrammeni and other early representatives, later treated

as a separate genus by Casey ( 1 957). Later investigations seem
to show that every gradation benveen the two lineages occurs,
both in early and later stages of evolution (Kemper, 1975; Ca-
sey, 1957).

On the basis of the presence of constrictions, rare occur-
rences of bifurcating ribs, chevrons on the venter and absence
of tardefurcate Splitting of the ribs on the flanks, the speci-
mens here described are believed to belong to early repres-
entatives of the Leymenella stock, related to, but not identi-
cal with L. ("Proleymeriella") schrammeni. The weakness of
the constrictions, rare occurrence of bifurcating ribs and
slightly flattened venter in early growth stages indicate that
the specimens are well on the way to the next evolutionary
Step, e. g. as represented in part by L. acuticostata Brink-
mann. It should further be stressed that the umbilical ratio of
the specimens here described is slightly smaller than that of
L. (P.) schrammeni (Vfpe 31 %),but considerably smaller than
in L. acuticostata (neotype37%). Theassemblageis thus best
regarded as a new species. A fragment of a Proleymeriella sp. ,
described by Nagy (1970) from Svalbard, differs from the col-
lection described here by common occurrence of ribs bifurca-
ting on the inner third of the flanks.

Anadesmoceras sp.
(pl. 3, fig. 2)

Material: One fragment in Arcthoplites concretion
GGU270052B.

Locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).

Description: The only specimen consists of an incom-
plete bodychamber and parts of the phragmocone. The dia-
meter at last suture is 1 12 mm. The shell is rather scaphitoid
and the whorls compressed, having the maximum width at the
umbilical edge, from where the flat flanks converge towards
the narrowly arched venter. The surface is smooth except for
very obscure ribs on the flanks and faint constrictions.

Discussion: The fragment shows some similarity to the
later Cleoniceras discor Saveliev, 1973 (p. 113, pl. 8, fig. 1;
pl. 17, figs3, 4)fromMangyschlakbothinsizeandcross-sec-
tion, but this latter species is more involute and more orna-
mented than the Greenland specimen.

Freboldiceras praesingulare n. sp.
(pl. 1, figs6-15)

?1967 Freboldiceras singulare Imlay; Nagy, p. 48, pl. 6, fig. 3;
text-fig. 11c.

Holotype: MGUH15982, figured in pl. 1, figs lla-b.
belonging to the sample GGU270052A.

Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).

Material : Ca. 20 specimens, partly fragmentary, all from
same locality and horizon. GGU270052A.

Description : All the specimens are somewhat crushed.
The largest specimen, with most of the bodychamber preser-
ved, is 73 mm in diameter, while the diameter of the phragmo-
cone is 52 mm. The diameter of the phragmocones varies
from 22 to 52 mm and bodychambers seem to attain a length

of about half a whorl. No crowding of the last suture lines has
been seen and it is therefore assumed that the assemblage re-
presents different growth stages, although sexual dimorphism
may not be completely excluded. The best preserved speci-
mens show a compressed shape with slightly rounded flanks
and with the maximum thickness close to the umbilical edge,
an evenly rounded venter, a shallow umbilicus and a high ex-
pansion rate. The umbilical ratio is about 21-27%, but must
be considered slightly higher in uncrushed specimens.

The mother-of-pearl of the shell is preserved, revealing fine
preservation of shell sculpture. The ornamentation consists of
Striae, ribs and rare constrictions. The Striae are fine and fle-
xuous, bending slightly forward ventrally. The ribs are usu-
ally Single and most strongly developed at the umbilical
Shoulder and on the outer part of the flanks. However, the
ribs are highly variable in strength, shape, distance and distri-
bution on the shell. On the inner whorls very faint ribs may be
discernible at the umbilical edge and on the inner flanks from a
diameter of 6 mm, but some specimens stay nearly smooth to
a diameter of about 20 mm. As mentioned above, the ribs are
usually Single, but in rare cases they bifurcate on the outer
part of the flanks. In some specimens the ribs are strongly
swoUen at the umbilical Shoulder. The ribbing is prominent to
a diameter of about 40 mm. Fragments of larger bodycham-
bers are smooth except for the fine striation. Rare constric-
tions may be seen both on early whorls and on otherwise
smooth bodychambers.

The suture lines are simple with a broad, shallowly incised
slightly asymmetrical first lateral lobe and a small highly
asymmetrical second lateral lobe.

Discussion: Some of the specimens are rather similar to
Freboldiceras singulare Imlay, 1959, from Alaska, as descri-
bed by Imlay (1959, p. 182, pl. 30, figs 1-7), Imlay (1960, p.
102, pl. 14, figs 8-1 7) and Jones in Jones & Crantz (1967, p.
37, pl. 7, figs 1-25). Furthermore, suture lines are very close.
However, taking the füll spectrum of Variation into account,
the specimens from Greenland usually differ from the species
from Alaska by lacking short secondary ribs, the very rare oc-
currence of bifurcating ribs, and the apparently more com-
pressed shape. According to Jones (1967) F. singulare from
Alaska includes further transitional forms between F. singu-
lare and Arcthoplites talkeetnanus, not met with in the mate-
rial here described. Jones (1967) considered that the genera
Freboldiceras Imlay and Arcthoplites Späth, together with
Grantziceras Imlay, were derived from a common ancestor.
The three genera seem to occur together in Alaska.

The Freboldiceras described here (dated to the early part of
the L. tardefurcata Zone on the basis of occurrence together
with Leymeriella trollei n. sp.) is believed to be slightly earlier
than the Alaskan F. singulare (dating discussed p. 14), and
the genus Freboldiceras may thus have evolved slightly earlier
from a desmoceratid ancestor thin Arcthoplites and may pos-
sibly have given rise to that genus.

A few poorly preserved specimens from Svalbard referred
to Freboldiceras singulare by Nagy (1970), may belong to the
species described here, as they also are indicated as lacking se-
condary ribs.

Arcthoplites jachromensis (Nikitin, 1888)
(PI. 2, figs 1-10; pl. 3, fig. 1)

1888 Hoplnei jachromensis NiKITIN, p. 57, pl. 4, figs 1-5, 7.
1925 Arcthoplites jachromensis (NiKITlN); SPATH, p. 76.
?1953 Arcthoplites sp. cf. jachromensis (NIKITIN); DONOVAN,

p. 117, pl. 25, figs 3, 4, text-fig. 12.
?1964 Arcthoplites äff. jachromensis (NlKITIN); Jeletzky, p. 78,
figs lA-D.
1970 Arcthoplites jachromensis (NiKITIN); Nagv, p. 51, pl. 8,
fig, 1.

Material : Aprofusionof specimens inafewlargeconcre-
dons. GGU270052B.

Locality: East Peary Land (fig. 2, loc. 5).

Description: The presence of a large number of speci-
mens in the same concretion provides a good opportunity of
observing the variability of what must have been a contem-
poraneous assemblage. Most specimens are slightly crushed,
but are otherwise extremely well preserved, inciuding the na-
creous shell. The diameter of the largest specimen is 1 35 mm,
the diameter at the last suture of this specimen is 1 15 mm and
the length of the incomplete body chamber 270°. Except for
that specimen, which seems to be mature, the material con-
tains growth-stages of all sizes, the smallest one measuring
15 mm in diameter at the last suture. The umbilical ratio
shows a wide Variation - from 21 to 34%.

The whorl section is evenly rounded to a diameter of
15 mm, and from that stage becomes subquadrangular until
an even rounded form returns in mature bodychambers. The
umbilical slope is gently inclined and the maximum width is
dose to the umbilical edge. The ratio between whorl width
and whorl height varies from 1.0 to 0.8.

Ribbing begins at a diameter of about 10 mm. The early
ribs are rather weak and flexuous but become gradually more
straight, although they continue to develop a slight forward
bend ventrally. They vary somewhat in strength and sharp-
ness, but othei-wise show a very persistent pattern with mar-
ked, distant primaries bifurcating high on the flanks or with
Single ribs intercalated. The ribs are well developed ventrally
and they persist to the peristome.

The suture line shows a wide, only shallowly incised first
lateral saddle, a fairly complex, slightly asymmetrical first la-
teral lobe, which is somewhat deeper than the ventral lobe, a
second lateral saddle with deep phylloid incisions and a stron-
gly asymmetrical second lateral lobe.

Discussion: Some of the species here discussed closely
match the type of/1. jachromensis figured by Nikitin in pl. 4,
figs 1-2. Saveliev (1973) has referred (with some doubt) other
specimens figured by Nikitin to new species which he esta-

blished on the basis of coUections from the L. tardefurcata
Zone of Mangyschlak (A. nikitini Saveliev [Nikitin, pl. 4,
figs 3, 4, 6]; A. meridionalis Saveliev [Nikitin, pl. 4, fig 7]).
These specimens tend to be slightly coarser-ribbed than spe-
cimens from Greenland and are all from other localities than
the type. Close knowledge of the stratigraphy is necessary to
justify this Splitting. The Arcthoplites fauna from Mangy-
schlak described by Saveliev seems primarily to differ from
A. jachromensis in a smoother ribbing pattern.

All other Arahoplites from Alaska, Canada and Svalbard
(e. g. A. belli (McLearn), A. talkeetnanus (Imlay), A. bir-
kenmajeri Nagy) tend to show relations to Freboldiceras in
ribbing pattern, e. g. by weakening of the ribbing on venter
and bodychamber. Some uncertainty still remains over the
delimitation of the two genera.

Middle Albian hoplitids
(pl. 3, figs 3-4)

Material : Two fragments coUected by Greenarctic Con-
sortium and placed at our disposal by Dr. Brian Jones, De-
partment of Geology, University of Alberta.

Locality: Lastern part of Kilen, Kronprins Christian
Land. Exact locality unknown.

Description: One of the specimens (pl. 3, fig. 4) con-
sists of a crushed fragment of Anahoplites, the sculpture of
which shows some similarity to A. davtesi ornata Späth
(1924, pl. 14, figs 5c-d). The other fragment may be a gastro-
plitid. It consists of only an outer mould of the flank and um-
bilicus, shown as a cast in pl. 3, fig. 3.

ACKNOWLEDGEMENT

The results described in this paper are based on field work carried
out in connection with a mapping programme of North Greenland
undertaken by the GeologicalSurveyof Greenland (GGU), in which
one of the authors (E. H.) took part in 1978 and 1980. Weexpressour
sincere thanks to Niels Henriksen for the Organization of the expe-
ditions and to CLAUS Heinberg and Flemming Rolle, who collec-
ted important parts of the material here described. We are grateful to
Dr. Brian Jones, Edmonton and Dr. Ulrich Mayr, Calgary who
made available the hoplitids kept in the Geological Department, Uni-
versity of Alberta, and to Dr. E. Kemper, Hannover, Dr.
H. G. Owen, London and Dr. D. L. Jones, La Jolla, California for
helpful advice on some of the ammonites. We thank also
R. G. Bromley, K. Nielsen, J. Aagaard, H. Egelund,
E. Nordmann and I. Nyegaard for help in the preparation of text
and illustrations.

This paper is published with the approval of the Director of the
Geological Survey of Greenland.

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lin.

Plate I

All figures natural size, arrows mark last suture. Specimens marked MGUH kept in Geological Museum
of the University of Copenhagen and specimens marked UA kept in Geological Department of the
University of Alberta, Edmonton.

Figs 1-5.

Figs6-15.

Fig. 16.
Figs 17-18

Fig. 19.

LeymerielU trollet n. sp. All from Sample GGU270052A.

Fig. !. Holotype, MGUH 15972. Complete adult.

Fig. 2. MGUH15973. Bodychamber incomplete.

Fig. 3. MGUH15974. Presumably juvenile.

Fig. 4. MGUH15975. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.

Fig. 5. MGUH15976. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.

Freboldiceras praesingulare n. sp. All from sample GGU270052A.

Fig. 6. MGUH 15977. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.

Fig. 7. MGUH 15978. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.

Fig. 8. MGUH15979. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.

Fig. 9. MGUH15980. Juvenile? specimen, bodychamber apparently complete.

Fig. 10. MGUHI5981. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.

Fig. 1 1. Holotype. MGUH 15982. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.

Fig. 12. MGUH15983. Fragment of adult? bodychamber.

Fig. 13. MGUH15984. Fragment of adult? bodychamber.

Fig. 14. MGUH15985. Fragment of adult? bodychamber.

Fig. 15. MGUH15986. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.

Polyptychites middendorffi Pavlov, 1914. Sample GGU2161 18. MGUH15987.
Incomplete phragmocone.

Astieriptychites sp. Sample GGU216117.

Fig. 17. MGUH 15988. Fragment of bodychamber. Gast of external mould.

Fig. 18. MGUH15989. Fragment of bodychamber. Gast of external mould.

Polyptychites mtehalskii ßOGOSLOVSKY, 1902 [m].
Sample GGU2161 18. MGUH15990.

Zitteliana 10, 1983

BiRKELUND, T. & HAKANSSON, E.

Plate 1

Plate 2

Figs 1-10. Arcthoplnes jachromerists (NlKlTlN, 1888).

All from the same concretion, sample GGU270052B.

Fig. 1. MGUH 15991. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 2. MGUH 15992. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 3. MGUH 15993. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 4. MGUH15994. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 5. MGUH15995. Incomplete phragmocone.

Fig. 6. MGUH 15996. Incomplete phragmocone.

Fig. 7. MGUH 15997. Incomplete phragmocone.

Fig. 8. MGUH 1 5998. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 9. MGUH 15999, Juvenile specimen with incomplete bodychamber.

Fig. 10. MGUH 16000. Incomplete phragmocone.

Zitteliana 10, 1983

BlRKELUND, T. & HÄK.ANSSON, E.

Plate 2

Plate 3

Fig. 1. Arcthoplitesjachromensii(N]KmN,\i

Sample GGU270052B. MGUH16001. Nearly complete adult.

Fig. 2. Anadesmoceras sp. Sample GGU270052B. MGUH16002.

Incomplete bodychamber.

Fig. 3. Gastroplitid. Gast of external mould. UA7027.

Fig. 4. Anahoplites cf. A. daviesi ornata SPATH, 1924.

Fragment of phragmocone. UA7028.

Zitteliana 10, 1983

BiRKELUND, T. & HAKANSSON, E.

Plate 3

Zitteliana

27-41

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

The stratigraphy and Sedimentation of the Turonian-Campanian
in the Southern Province of England

By
RORY N. MORTIMORE*)

With 5 text figures and 2 tables

ABSTRACT

A new iithostratigraphic and revised biostratigraphic
scheme for the White Chalk of the Southern Province of Eng-
land is proposed, introducing a Sussex White Chalk Forma-
tion with six Members, the Caburn, Lewes, Seaford, Newha-
ven, Whiteciiff and Portsdown Chalks, based on stratotype
sections in East Sussex and the Isle of Wight.

Isopachyte and lithofacies data indicate that the Turo-

nian-Campanian Chalk was deposited in a complex basin
with an axial trough surrounded by shelves and containing
many local periclinal shaped swells across which condensa-
tion occured. Consequently ideal type sections for stratigra-
phic purposes are limited. As far as possible the thickest and
most complete sections have been chosen as stratotypes but
many anomalies occur; these are discussed.

KURZFASSUNG

Eine neue lithostratigraphische Gliederung und ein revi-
diertes biostratigraphisches Schema für den White Chalk der
Süd-Provinz Englands wird vorgeschlagen. Es wird eine Sus-
sex White Chalk Formation eingeführt mit 6 Unterteilungen :
Caburn, Lewes, Seaford, Newhaven, Whiteciiff und Ports-
down Chalk Member, deren Stratotyp-Profile in East Sussex
und auf der Isle of Wight liegen.

Isopache Rekonstruktionen und lithofazielle Analysen zei-

gen, daß die Turon-Campan-Kreide in einem differenzienen
Becken mit einem axialen Trog abgelagert wurde, umgeben
von Schelfgebieten. Dieses Becken enthielt viele lokale kup-
pige Schwellen, auf denen Kondensation stattfand. Deshalb
sind gute komplette Profile für stratigraphische Zonierungen
begrenzt. Die komplettesten und mächtigsten Profile wurden
als Stratotyp-Profile ausgewählt, obwohl Anomalien auftre-
ten, die hier diskutiert werden.

TABLE OF CONTENTS

1. Introduction 28

II. Lithostratigraphy 28

III. Biostratigraphy 33

rV. Sedimentation in the Sussex Trough and on its Margins 33

V. Stratigraphic Anomalies 36

VI. Conclusions 40

Acknowledgements 40

Literature 40

R. N. MORTIMORE, Geotechnical Section, Department of Civil
Engineering, Brighton Polytechnic, Brighton, England.

I. INTRODUCTION

Upper Cretaceous stratigraphy in the Southern Province of
England (Figure 1) has altered little since publication of the
Cretaceous Memoir by Jukes-Browne & Hill (1903-4),
(Table 1). Elsewhere, Fletcher (1979; and see also Fletcher
& Wood in Wilson & Manning, 1978) and Wood & Smith
(1978) have introduced new lithostratigraphies for the Upper
Cretaceous in Northern Ireland and the Northern Province of
England respectively. This paper complements that work
with the introduction of a new lithostratigraphy (Table 2) for
the Turonian-Campanian of the Southern Province of Eng-
land. The biostratigraphy remains largely as introduced from
France by HEbert (1874) and Barrois (1876) with modifica-
tions by Br'i'done (1914) and Gaster (1924). It is suggested
that a more refined use can be made of inoceramids, Micraster
and Echinocorys.

The Southern Province (Figure 1) as understood here is
both a biogeographic region as defined by Stokes (1975) and a
tectofacies region (sensu Krumbein & Sloss, 1955) which is
determined partly from the isopachyte orientations (Figure 3)
and on lithostratigraphical evidence. The Northern Province
(Stores 1975; Wood and Smith 1978) is clearly defined in
Yorkshire, Lincolnshire and northern Norfolk but grades
both bio- and lithostratigraphically into a transitional region.
This transitional region is not as well researched, and on pre-
sent evidence provides difficulties in correlation between the
Northern and Southern Provinces because both the litholo-
gies and the faunas appear to be transitional. These difference
are most apparent in the Coniacian and Santonian.

Flg.1

Upper Cretaceous provinces in
England and location of strato-
type sections in the Southern
Province

1. Lewes (Sussex)

2. Sussex coast sections
3.Whiiecliffe Isle of Wight

[ ] Upper Cretaceous

II. LITHOSTRATIGRAPHY

Jukes-Browne & Hill (1903^) retained two lithostrati-
graphic sub-divisions for the Turonian-Campanian in Eng-
land, the Middle and Upper Chalk, although the boundary
between these implied formations was taken variously at
either the base of the Chalk Rock (Figure 4a) or the first flints,
or the base of the Sternotaxis {Holaster) planus Zone. Current

re-mapping of the Chalk by the Institute of Geological
Sciences has shown that, at least in Sussex, the boundary bet-
ween these two formations is difficult to recognize in the field
and therefore, un-mappable. Thus, the Middle and Upper
Chalk have been "lumped" into one unit.

TRADITIONAL STRATIGRAPHY

TflP fnr.K

CHALK ROCK

MELBOURNRK <J

PHILLIPS

1818

DOVER

FEW
ORGANIC
REMAINS

CL < Z Z

tr •- 2 ** 2

GREV
CHALK

CHALK
MARL

UGS Of
GAULT

FEW
ORGANIC
REMAINS

MANTELL
1822

SUSSEX

GRE Y

CHALK

MARL

CALEB

EVANS

1870

(CROYDON
TO OXTED
RAILWAY
CUTTINGSI

3 LUE CHALK
MARL

LOWER
«fNLEY

HEBERT

1874

BARROIS
1876

(England & Ireland)
SUSSEX

PENNINGSi

JUKESBROWr^
1881

CAMBRIDGE

Zone ä
Marsupltes

Craie de
Bnghton

JUKES-BROW..

«HILL

1903-4

S.ENGLAN[i

MORTIMORE 1982

GREY

CHALK

CHALK
ARL

GREY

CHALK

CHALK
MARL

BEDS

ALUM BAY B

FARLINGTON B

BEOHAMPTON B

WHITECLIFF B

SOMPTING B

CASTLE HILL B

BASTION STEPS B

MEECHING B

PEACEHAVEN B

OLO NORE B

SPLASH POINT B

SEAFOHD HEAD B

CUCKMERE B

BELLE TOUT B

BEACHY HEAD B

LIGHT POINT B

GREY
CHALK

CHALK
MARL

NAVIGATION
LEWES

GLYNDE B

NEW PITS B

HOLYWELL B

MELBOURN ROCK

Table 1 EVOLUTION OF LITHOSTRATIGRAPHIC CONCEPTS IN THE CHALK OF SOUTHERN ENGLAND

It is proposed to replace this undifferentiated sequence with
a Hedbergian lithostratigraphy, recognizing a Sussex White
Chalk Formation with six members which are in turn subdi-
vided into beds (Table 2). The sections around Lewes and on
the coast between Eastbourne and Brighton in Sussex and the
coast section at Whitecliff, Isle of Wight, are selected as stra-
totypes.

The Sussex White Chalk Formation is defined as all the
chalk above the Planus Marls i. e. starting at the base of the
Middle Chalk sensu Jukes-Browne & Hill 1903-4 as preserv-
ed in the Southern Province up to the Tertiary erosion surfa-
ce. This term follows Rowe's concept of the White Chalk in
his study of the coast sections (Rowe 1900-1907). The highest
preserved chalk in the Province is found on the Isle of Wight
and in Dorset and falls within the lower part of the Upper
Campanian.

On the basis of major lithological changes which neverthe-
less do not constitute mappable units, the Sussex White Chalk

Formation is divided into six units of member Status . These li-
thologies are sufficiently distinct to be recognized both in the
field and in cores and geophysical logs of boreholes. The di-
stinctive lithologies are:

1. Griotte texture (Tucker 1973) a term derived from the
Pyrennean Devonian and Carboniferous griotte formations
used to describe the marl plexus beds which contain augens of
chalk surrounded by mterlacing network of marl often with
horsetails.

2. Nodular and hardground chalks which represent a series
in sea floor lithification and burrowing (Bromley 1975), from
indistinct, slightly red iron-stained lumpy chalks with no
clear upper surface to well cemented hardgrounds with well
defined upper surface which may be mineralised with glauco-
nite and phosphate as well as iron.

3. Soft, featureless chalks, locally laminated, containing
very few obvious sedimentary discontinuities but often con-
taining distinctive seams of nodular or semicontinuous (tabu-

kr) flints. The laminae usually contain small lithoclasts deri-
ved from the chalk and small-scale slump folds and usually
truncate burrow structures indicating a post sedimentary ori-
gin.

4. Discrete marls are distinct from either the griotte texture
or the marly chalks which contain less than 80% carbonate,

primarily on the basis of scale and structure. For example,
marly chalks tend to be massive (i. e. 0.5-1.0 m thickness)
while griotte marly layers may ränge from 0.03 m to 0.5 m in
thickness but will comprise a heterogeneous plexus. Discrete
marls, by contrast, ränge from 0.03 m to 0.3 m in thickness
but on average are between 0.05-0.10 thick. The seam is

Stratigraphy of the Sussex White Chalk Formation
Lewes and Whitecliffe stratotypes

much more homogeneous than the griotte marl, has a distinct
base and a dark colour and may posess either a plastic or
brittle texture. The homogeneous nature of these marl seams
(closed seam of RowE 1900) is maintained over thousands of
Square kilometres and provides an unmistakable signature on
geophysical borehole logs (particularly electrical resistivity
and natural gamma). In consequence these marls provide a
convenient series of easily recognizable marker horizons
within the succession which are used to delimit the bounda-
ries between many of the members and beds.

Six members are recognized as follows:

1 . The Caburn Chalk Member; type locality Mount Ca-
burn, Lewes, Sussex; basal marker, base of the Melbourn
Rock (see Jefferies 1963 Plate 2 P. 7, Holywell coast section
Eastbourne [boundary stratotype]). The whole member
comprises predominantly griotte chalks both of a nodular
type e. g. Melbourn Rock and Middle Holywell Beds, and a
more massive soft chalk type in the remainder of the sequen-
ce. Discrete marl seams particularly characterise the upper
part of the sequence beginning with the Mailing Street Marls
at the boundary between the conventional Mytiloides labia-
tus and Terebratulina lata Zones and the lower marl which is
also the boundary between the Holywell and New Pits Beds.

2. The Lewes Chalk Member; type locality Lewes, Sussex,
basal marker the surface beneath the Glynde Marl at Caburn
Pit, Lewes (boundary stratotype). Well developed beds of
nodular chalk enter above the Glynde Marl and recur in belts
separated by softer sometimes griotte chalks. Discrete marls
are present in the lower half of the member and the first regu-
lär flint seams enter in the Glynde Beds in association with the
first nodular chalks.

The boundary between the Caburn and Lewes Chalk so de-
fined does not equate with the boundary between the Middle
and Upper Chalk used by the Geological Survey in the south

coast counties of England (Jukes-Browne & Hill 1903^) but
falls considerably below it (Table 1). Both the Chalk Rock
and the Top Rock (Figure 4a and b), however defined strati-
graphically, fall within the Lewes Chalk. These rwo marker
Units represent varying degrees of condensation resulting in
complex amalgamation of nodular chalks to mature hard-
grounds. Various horizons have been identified as the Chalk
Rock or Top Rock sensu lato (Hill 1886). These various le-
vels are indicated in Figure 4a and b. The Chalk Rock sensu
stricto (i. e. Whitaker 1861; Hill 1886) has been in vestigated
by Bromley & Gale (in press). The bed names proposed for
the subdivision of the Lewes Chalk are intended to replace the
ambiguous terms Chalk Rock and Top Rock particularly in
the region of the Chalk Rock sensu lato.

Bänderkreide texture, a term derived from the Maastricht-
ian Chalk of north-west Germany (Voigt & Hantschel,
1956) to describe discrete millimetre-thick lenses of whispy
dark clay and silt grade marl occurs at two distinct levels in the
Lewes Member. The lower horizon occurs everywhere bet-
ween the Lewes Hardground and the Navigation Marl (Figu-
re 4a) and the upper horizon between the various hard-
grounds and nodular beds comprising the Beachy Head Beds.
This streaky marl structure has been referred to the trace fossil
Zoophycos and this identification has now been confirmed for
the first time in the Sussex White Chalk (R. G. Bromley and
A. Ekdale, personal communication).

3. The Seaford Chalk Member; type locality Seaford Head,
Sussex; basal marker lower Shoreham Marl Seam at Seaford
Head (boundary stratotype). Seaford chalk is typical of the
featureless lithology but containing numerous laminae at Sea-
ford Head and also containing several prominent flint seams
of which the Seven Sisters Flint is the most conspicuous.

4. Newhaven Chalk Member; type localities Seaford Head
and Newhaven, Sussex; basal marker the Seaford Marl at Sea-

Table 2: Note that the colunin showing faunules shows levels of abundance and not total ranges.

Key: Shide M
BTM
NP2

= Marl

= Belle Tout Marl;

= New Pits Marl No. 2;

Inoceramids:

hercyn
lamarc
I. w. dorf
cf koen.
M. transition

hern'nicits;

lamarcki;

■Waltersdorf ensis;

koeneni;

group of Micrasterids as yet not formally

identified transitional between M.

deapiens and M. coranquinum with

affinities to M. intermedius;

U. s = Uintacrmus socialis;

M. t = Marsupites testudinarius;

E. tectiform = Echinocorys scutata var:

tectiformis;

E. depressu = Echinocorys scutata vir:

depressula;

O. piano = Offaster planatus (planoconvexus);

E. downend = fc/^mocorysof particular shapefound in

the higher Whitecliff Chalk (see also
Fig. 4d E. s. type 6) found at Downend
Quarry, Portsdown and not yet
formally identified.

•

(VJ

(/)

J£

(ft

(1>

•¥^

»^

■o

<fl

<-"

(fl

(i>

*rf

ford Head (boundary stratotype). The Newhaven Chalk sees
the return of griotte marl lithologies but in chalk of greater
purity than the Caburn Member and with greater intervals
between the griotte marl layers. Of particular interest are
some of the discrete marl seams particularly the Brighton
Marl in the Mursupites testudinarms Zone and the Old Nore
Marl (Figure 4c). Marl in this part of the sequence is restricted
to Wessex and Sussex and is better developed in the central
part of the trough around Salisbury and Winchester, where
for example the Pepperbox Marls appear but are absent in East
Sussex at Newhaven. Consequently the upper limit of marl in
the sequence is stratigraphically variable but within limited
bounds.

5. Whitecliff Chalk Member; type locality Whitecliff, Isle
of Wight; basal marker the upper Castle Hill Marl; Castle
Hill, Newhaven and Whitecliff, Isle of Wight (boundary stra-
torypes). As stated above the upper limit of marl seams
around the junction between the Newhaven and Whitecliff
Chalk varies between Sussex and Wessex but the Castle Hill
Marls remain, everywhere, a major and easily recognizable
marker and are therefore chosen as the boundary between

these members. With the exception of the Castle Hill Beds, a
distinctive flinty unit at the base of the member, in which marl
seams such as the Pepperbox Marls are developed in the we-
stern part of the region, the Whitecliff Chalk is devoid of good
marl seams. The member contains flint seams throughout but
at certain levels columnar or paramoudra potstone flint hori-
zons (sensu Bromley et al. 1975) are present and these are late-
rally persistent (see Figure 4d). Paramoudras in association
with levels of pelletal phosphate enrichment are a feature of
the higher part of the member.

6. The Portsdown Member; type localities Portsdown
(Bedhampton and Farlington) Hants and Whitecliff, Isle of
Wight; basal marker, the Portsdown Marl at Whitecliff
(boundary stratotype). Griotte marl seams return in the
Portsdown Member and as in the Newhaven Chalk many of
the seams are paired (e. g. Brydone 1914). The upper limit of
this member is not defined although in the Scratchells Bay sec-
tion the return of marl-free chalk can be recognized.

These six members are subdivided into beds (see Table 2)
but the delimiting marker horizons for all bed divisions are
defined elsewhere (Mortimore in preparation).

III. BIOSTRATIGRAPHY

An internationally agreed scheme for the boundaries and
subdivisons of the Coniacian to Campanian is still not resolv-
ed. Critical ammonites and belemnites are either absent or not
preserved in sufficient numbers in the chalk facies of the Sout-
hern Province of England to contribute to such a discussion.
However inoceramid, echinoid and brachiopod assemblages
are abundant at many levels, and the first rwo groups potenti-
ally allow a more refined subdivision then the traditional zo-
nal scheme suggests (Table 2). Some of the critical taxa also
occur in the Paris Basin Chalk associated with ammonites no-
tably in the Craie de Villedieu and, therefore, a preliminary

Statement or their position in the southem English Chalk is
considered to be of value.

Ranges of the key marker species, both macro-fossils and
foraminifera are shown in Bailey et al. 1982 against the litho-
stratigraphical framework defined here. It is hoped that at a
later stage modifications to the zonal structure of the Sussex
White Chalk can be made based on Micraster (Drummond in
preparation). From Bailey et al. Figures2 and 3, itwillbeseen
that an inoceramid zonation is implicit in the Coniacian and
Santonian. Inoceramids are also of particular use in subdivi-
sion of the Turonian (Table 2).

IV. SEDIMENTATION IN THE SUSSEX TROUGH AND IN ITS MARGINS

Isopachyte data (Figures 3a-d) indicates that the Southern
Province Upper Cretaceous was deposited in a broad basin
which had an axial trough running close to the northem mar-
gin of the South Downs of East Sussex and through Winches-
ter and Salisbury to the west. Maximum fluctuation in thick-
ness throughout the Upper Cretaceous is concentrated in East
Sussex.

Isopachyte maps (Figure 3) demonstrate that areas of shoal-
ing are present around the western and northern margins of
the basin, (Mid-Dorset Swell and the Berkshire-Chiltems
Shelf, Figure 3). Local thinning across periclinal-shaped
structures is also apparent from the isopachyte data. Many
more of these structures probably exist on both the shelves
and in the main basin of deposition. The Wessex part of the
Lower Chalk isopachytes (Figure 3a) follow those of Drum
MOND (1970) who defined the Wessex Shelf and Mid-Dorset
Swell. The Berkshire-Chilterns Shelf is a region of general

thinning but also clearly contains swell-like structures (Figu-
re 3c).

Lithofacies Variation is clearly controlled by both the gross
basin structure of the region (Figure 3a-d) and the local peri-
clinal axes (e. g. Brighton Dome, Figure 5a). Shelves and local
swells tend to be the sites of Sediment attenuation and the con-
comittant development of nodular chalks and mature hard-
grounds. Some marker beds such as marl and flint seams may
have been eroded, or in fact never deposited, across such
structures as the Brighton Dome. Coarser, calcarenitic chalks
are frequently found in the cuvettes associated with local
structures, or as in the case of the Kingston Beds, infill the
main axis of the trough (Brydone's Twyford Down facies, Fi-
gure 3c, Griffiths & Brydone, 1911 p. 13-14). This facies is
now best seen in the upper Kingston Beds in Bridgewick
Quarry near Lewes.

Coarser Sediments on shelves ^^ ^ \_ \ / {

>. f ^v^^^— -^^ ^~1 \ i-;,-^^^ ,— "^j^ 75 Zone oi maximum llucludtion

Fig. 3a Lower Chalk Isopachytes ( Metres) ; Wessex data from Drummond 1970

Area of a Condensed M.labiatus zone and well developed
Melbourn Rock 60.

Area of a Condensed T. lata zone
Intermediate area

Zone Ol maximuni tiuTruHlion

Flg. 3b Caburn Chalk Isopachytes Low and MId Turonian (Metres)

Area of typical Chalk Rock ( Burghclere Facies of
Brydone 1911)

Area of Twyford Down Facies ( Brydone 1911)

II I II Intermediate area

JLocalities with 'spurious
Chalk Rocks

• Control point

Flg. 3c High Turonian Isopachytes ( Metres)

Area of typical Top Rock ( Chatwin and WIthers 1908
Hope Gap to Light Point Hardgrounds)

Southern Top Rock (Navigation Hardgrounds)
Control point

'21 30

>^«s40 ;'42
Zone Ol maximum tlucluation

Fig.3d Upper Lewes Chalk lsopachytes( metres) Low and Mid Ccniacian

V. STRATIGRAPHIC ANOMALIES

z
o

<
z

ffi

Ifl

lyi

S£

-I

in
Ü

3£

3
H

-J

o
m

-J

LEWES COMPTON

NAVIGATION i CABURN BAY

SUSSEX I.O.W.

Navigation M

SHILLINGSTONE MERE DOVER

DORSET CHARNAGE DOWN I ANGDON & AKERS

WILTS

Glynde M

;| 1 Chalk Rock
■' J ot

Dover

Fig. 4a Variation in the Lower Lewes Chalk in the Southern Province England
The various horizonsof Chalk Rock are only shown on the sections
where they were named by previous authors

BEOS

>
I
u

-1

I
o

liJ

?■

Q-

Q,
3

So-

LEWES WITH
BEACHY HEAD

DOVER

LANGDON & ST MARGARETS

Beedin<
Hardgrounds

Hope Gap
Hardgrounds

Chffe Hardgnds

Navigatiot
Naw HG s
(Süssen Top Bock)

r ( Hope Gap

■^i Clitre HG

'""■'''■( Dover Top Rock
(Navigation HG)

■yrr-'WT, Top Rock of Sussex and Kenl

Fig. 4b Variation in the Upper Lewes Chalk in the Southern Province England .showing the many
have been taken as top rock replaced by the bed names proposed here

UJ
CD

>
<

X
UJ

z
<

s
<
o

Q
03

o
o

z
<

z
o

H
Z
<

SEAFORD
SUSSEX

BLACK RABBIT

ARUNDEL

SUSSEX

PAULSGROVE
PORTSDOWN
HANTS

WHITECLIFF
ISLE OF WIGHT

CastleHill M

Arundel Sp.Bed

Telscombe M
Meeching M

Peacehaven M
Old Nora M

ßnghlon M

\..^^

, — — '

)

""''■'"""

"^^

Metres
r20

The so-calied flinlless
bell o( Rowe 1907

Fig.4c Variation in the Newhaven Chalk in the Southern Province- England

As a result of the Variation in thickness and lithofacies indi-
cated in Figure 3, it might be expected that correlation of li-
tho- and biostratigraphic marker beds would encounter diffi-
culties. It is clear from Figure 4a-d, however, that some mar-
ker beds not only cross all the structures of the basin but also
occur on an interbasinal scale from southern England to the
North Sea and possibly beyond. A good example of a persi-
stent horizon is given by the Glynde Marl (Figure 4a) which
survives the attenuation occuring in the high Turonian bet-
ween Lewes and Mere and through the Chiltern Hills and
continues into the Northern Province.

On the other band, marl seams such as the Southerham,
Caburn, Bridgewick and Lewes Marls gradually disappear
westwards in the sequences of West Dorset (Shillingstone),
Mere and in the Chilterns. These Marls then reappear north-
wards in thicker sequences in the transitional and Northern
Provinces. Even in the more expanded sections such as Do-
ver, the Lewes Marl has been cut out in the development of
the "Dover Chalk Rock" (Figure 4a; Hill 1886).') At Lewes
the Navigation Marls are cut out at Offham Chalk Pits 1 .5 km
west of the type locality, whilst southwards the Lewes and
Navigation Beds condense from 17 m to 8 m with the resul-
tant loss of most flint seams and many nodular beds. Such a
Condensed sequence is well exposed in Shoreham Cement
Works.

Extreme attenuation has reduced the Lewes Chalk from
80 m at Lewes to 20 m at Mere and in the Chilterns area to
some 8-10 m. This process of attenuation was not confined to
the Turonian-Coniacian sequence but also affected the
Campanian Newhaven and Whitecliff Chalks. Part of the

') Note terms such as "Dover Chalk Rock" or "Top Rock" are in-
tended to indicate horizons referred to by previous authors and are
in no way intended to be verification of a stratigraphic terminolo-
gy. It is intended that such terms should be replaced by the litho-
stratigraphy defined in this paper.

Newhaven Chalk is reduced from 50 m in East Sussex to 20 m
at Whitecliff, Isle of Wight while the Whitecliff Chalk is reduc-
ed from 115 m at Whitecliff to 35 m at Downend (Pons-
down) (Figure 4c and d). Altough not shown on the diagram,
(Figure 4d), the Whitecliff Chalk in Sussex must have attained
a thickness considerably greater than is found on the Isle of
Wight based on the evidence from the scatter of quarries in the
Worthing District.

Not only are many anomalies in thickness of preserved Sedi-
ment evident in the region but in some cases displacement of
Sediment has occured. On the swell around Brighton, the
Brighton Dome, (Figure 5a), synsedimentary sliding of
blocks of Sediment downslope can be demonstrated. This slid-
ing has produced distinctive sedimentary-tectonic structu-
res, particularlv tlint -.h.ird horizons (the roUer beds, Figure
5a). At other localities, such as Downend (Gale 1980) on
Portsdown, the Condensed Sediments are involved in a com-
plex set of structures which are here interpreied as progressi-
vely developed downslope slides which ultimately broke
away and produced slump folding and displaced bedding
(Figure 5b). Both the Brighton and Portsdown structures
probably reflect periods of seismic activity which generated
Sediment instability. These seismic events possible relate to
movement in deep-seated borst structures such as those indi-
cated by Lake 1975 linking the Pevensey blocks to the Ariing-
ton Axis.

As a result of these sedimentary processes selection of a
type section for the stratigraphy of the Province becomes cri-
tical. The thickest and most continuously exposed sections
around Lewes and the Isle of Wight provide the chance of
studying the most complete stratigraphy against which lateral
Variation can be tested.

As an example, it is clear that around Lewes the critical Tu-
ronian-Coniacian boundary sequence is more than twice as
thick as anywhere eise in the province and contains well pre-

2<1

Phosphahc Chs
(Scralchells)

WHITECLIFF
I.O.W.

DOWNEND
PORTSDOWN

WORTHING
SUSSEX

Fa<lington M
Bedhamplon Pai
Bedhampton M

Whiteclilfetlinis

<at30

Whilecliffe M

Charmandean

Lancing Flint
Pepperbo» M
Castle Hill M

0. p planatusIPIanoconvexa) ♦

Felpham Fofeshori
1 Ä Appledram

WhilecliH or
Warning Camp F

Coles Bollom F

Charmandear. F

O p planalus
Meeching M

r "5
10

Key to Echlnocorys identified so (ar See also Table 2-

ES 1 Large terms Ol Gaster 1924 (E S- gasten Peake Ms.) IGS Coli ZN

ES 2 Small lormsol Gaster 1924 (E S. cincta'depressula) IGS Coli ZN

ES 3 Ttie Cfiarmandean Forms ("Mortimore Coli. CLl)

ES 4 Ttie Cotes Bottom small lorms(Mortimore Coll.CB 2)

ES 5 The Warning Camp round based (orms(Mortimore WC 20)

ES 6 The Downend torms (Mortimore Coli. D 18)

Fig.4d Variation in the Whitecliff Chalk in the Southern Province- England

served echinoid and inoceramid taxa eitlier not preserved or
poorly presei^ed elsewhere in the Province but which are an
important part of the stratigraphy in Germany and the Paris
Basin. These taxa include Micraster praecursor (pars: sensu
RowE 1899) M. normanniae (Bucaille) and M. corbovts

(FORBES).

The inoceramids are dominated by Mytiloides stnatocon-
centricus (Gctmbel) s. 1. and mytiloid forms of the /. walters-
dorfensis Ändert complex (see also Bailey et al. 1982).

In highly Condensed sequences, for example in parts of
Dorset, Berkshire and the Chilterns, critical ammonites and

other fossils are found occasionaily but it has in the past pro-
ved difficult to relate individual horizons such as hardgrounds
to other more complete stratigraphic sequences.

Other differences within the region are particularly well il-
lustrated by the Turonian (Figure 3b) showing the M. lahia-
tus Zone Condensed throughout the North Downs associated
with an expanded T. lata Zone. A reverse Situation is found
in Wessex and it is only in the intermediate area where both
zones are expanded and of the same Order of thickness that a
satisfactory study of their stratigraphies can be carried out.

Basin Wide Diastem Hardgrounds

3 HOPE GAP

2 CLIFFE

1 NAVIGATION

Tension crack fabric in lithified chalk

Vein tnjection structures in soft chalk
propogating ffom honz ons
of sitding

Calcarenites banked against the Hope
Gap Hardground between Seaford
Head and Beachy Head

Fig.Sa Diagrammalic representation of sedimentary events across the Brighton Dome during
Micraster normanniae times (low Coniacian)

Pull-apart with contemporaneous
hardening along fracture
surfaces

Oldest beds punched through the
main hardground in the
centre ol the quarry

Old quarry unusual dips
picked out by flints

Rafls of hardgrounds
displaced across
anticiine

Box folds.slumping
across anticiine

Minor diastem

Parallel bedded flints in beds overlying the sMde complex

Stratigraphy

Succession of hardgrounds

7 HARDGROUND WITH OVERLYING MARL

4 MAIN HARDGROUND

1-3 OLDEST BEDS

Fig.Sb DOWNEND PORTSDOWN "A Sketch Block Diagram illustrating the more important field relations

Complex Zone, apparent compression interpreted as slumping resultant upon a much
larger scale slide inducing under-tow and local diapirism

VI. CONCLUSIONS

A Sussex trough bordered by areas of general thinning in
Dorset and the Berkshire Chilterns region is identified as the
major feature of the Upper Cretaceous of the Southern Pro-
vince of England. Many iocal anomahes occur, such as pro jec-
ting swells. As a result, stratigraphic hiati are present and it is
only by studying the thickest stratigraphic sequences which
occur around Lewes and on the coast of East Sussex, supple-
mented by the coast sections on the Isle of Wight that a com-
plete stratigraphic picture can emerge.

The South Downs of Sussex are the focus of the maximum
fluctuation in thickness in the region. The Wessex Basin of
Drummond (1967; 1970) is simply the head of a southeasterly
plunging structure which had its main area of deposition in
Sussex throughout most of the Upper Cretaceous. This is
shown by the parallehsm of the isopachyte pattem in the
Lower Chalk and the Lewes Chalks (Figure 3).

Altough anomalies are present, nevertheless correlation of
many of the major marker horizons and chalk members is
possible over very long distances. Where attentuation has re-
sulted in the loss of a marker bed, renewed expansion usually
sees the reappearance of that bed. Many different levels have
been called "Chalk Rock" or "Top Rock" (Figure 4a, b) as a

result of spurious correlations. The new stratigraphy propos-
ed replaces these terms with bed and member divisions.

It can frequently be demonstrated that some bedding planes
follow marked erosion surfaces and, in many situations, the
debris of mixed fossil assemblages scattered through a bed
suggests current reworking, transportation and deposition.
This clearly suggests that no one locality will necessarily con-
tain every aspect of the stratigraphy of the region and that a
"type section" will necessarily be a composite.

ACKNOWLEDGEMENTS

I am particularly gratefui to my colleague Dr. Phillip Drummond
for his continuous help and encouragement throughout the develop-
ment of this research project which was funded by Brighton Poly-
technic.

The final form of the stratigraphy proposed owes a great deal to
discussions with members of the Institute of Geological Sciences, in
particular to Ray Gallois, Bob Lake, Roy Shepard-Thorn, Brian
S'oung and Chris Wood. Chris Wood has also been a continuous
source of guidance with Chalk palaeontology. My family, Diana,
Jamie, Sally and Tom have also proved Invaluable field assistants. Ri-
chard Bromley, Chris Wood and J.rke H.incock have provided con-
structive criticisms of drafts to this paper.

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Zitteliana

43-54

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang
(SE- Westfalen) zwischen Unna und Möhnesee^)

Von
MARTIN HISS=')

Mit 7 Abbildungen im Text

KURZFASSUNG

Die lithofaziell sehr stark wechselnden Cenoman-Schich-
ten am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee werden
aufgrund von Ammoniten- und Foraminiferen-Untersu-
chungen biostratigraphisch neu gegliedert. Die moderne Ce-
noman-Ammonitenstratigraphie für den borealen Fazies-
raum kann dabei zugrunde gelegt werden. Dadurch wird eine
exakte Korrelation der hier untersuchten Cenoman-Schich-
ten mit Vorkommen außerhalb Westfalens erstmals ermög-
licht. Mittels Foraminiferen kann für das bearbeitete Gebiet
eine Zonengliederung durchgeführt werden, diese wird mit
Untersuchungen aus England und Belgien verglichen.

Der Beginn der Cenoman-Sedimentation erfolgt mit der

Transgression über paläozoischen Untergrund im tieferen
Untercenoman; nur im W (südwestlich Unna) beginnt die
Schichtenfolge erst im oberen Untercenoman. Die Fazies-
grenze zwischen der ,, Formation des Essener Grünsandes"
im unteren Teil des Cenomans und der darüber folgenden
,, Unteren Mergel-Kalk-Formation" kann für den Ostteil des
Gebietes an die Grenze Unter-/Mittelcenoman und für den
Westteil in das Obercenoman festgelegt werden. Der dia-
chrone Verlauf dieser lithologischen Grenze ist sowohl mit
Ammoniten als auch Foraminiferen nachzuweisen. Der
Grenzbereich zwischen Cenoman und Unterturon ist im ge-
samten Gebiet durch eine Schichtlücke gekennzeichnet.

ABSTRACT

Biostratigraphy of Cenomanian deposits in the Haarstrang
Hills between Unna and Möhnesee has been revised, based on
ammonites and foraminifers. Lithofacies characteristics of
these deposits are very variable. The new subdivision is based
on the modern ammonite biostratigraphy of the Boreal realm,
which made possible, for the first time, to precisely correlate
the deposits investigated with occurrences beyond Westfalia.
Foraminifers enabled a zonal subdivision which is compared
with the results obtained in Belgium and England.

Cretaceous deposition started transgressively over the Pa-
leozoic basement in lower Early Cenomanian times; only in

the west (SW of Unna) the sequence begins with the late Early
Cenomanian. The facies boundary between the ,, Essen
Greensand Formation" of the Lower Cenomanian and the
overlying ,, Lower Marl-Limestone Formation" corresponds
with the boundary Lower/Middle Cenomanian in the east,
whereas in the west it is situated within the Upper Cenoma-
nian. The diachronous extension of this lithologic boundary
can be proved by both ammonites and foraminifers. The Ce-
nomanian/Turonian boundary is characterized by a hiatus in
the entire area investigated.

1. EINLEITUNG

Im Rahmen des internationalen Forschungsprogramms
,,Mid-Cretaceous-Events" werden von der Arbeitsgruppe
Münster die ,,Mittelkreide"-Transgressionssedimente (Alb

bis Unterturon) Westfalens neu bearbeitet. In diesem Zu-
sammenhang stehen stratigraphisch-fazielle Untersuchungen
der Kreide-Basissedimente am heutigen Kreide-Südrand

*) Beitrag zum lUGS-major-Projekt Mid-Cretaceous-Events, na-
tionale Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft.
Beitrag Nr. 16 der Arbeitsgruppe Münster.

) M. HiSS, Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, De-
Greiff-Str. 195, Postfach 1080, D-4150 Krefeld.

Cenomon

5 10 15 20 25 km

1 I I I I I

Bielefeld

Abb. 1. Übersichtskane mit Lage des untersuchten Gebietes am Siidrand des Münsterlander Kreidebek-
kens. Verbreitung des Cenomans nach H. Arnold (1964b).

(Haarstrang) zwischen Unna und Möhnesee (M. Hiss 1981).
Die unmittelbar dem paläozoischen Untergrand auflagern-
den Kreide-Sedimente sind in diesem Gebiet (Abb. 1 ) in meh-
reren Steinbrüchen zugänglich und waren in den letzten Jah-
ren in einigen kurzzeitigen Aufschlüssen sehr gut zu beobach-
ten. Das Cenoman- und teilweise Unterturon-Alter dieser
Sedimente ist seit langem bekannt, jedoch war bisher eine ge-
naue biostratigraphische Gliederung nicht möglich, da strati-
graphische Faunen-Bearbeitungen in der faziell häufig wech-

selnden Schichtenfolge weitgehend fehlten. Es konnte nun
eine große Zahl von Ammoniten horizontiert aufgesammelt
und beschrieben werden (M. Hiss 1982a). Femer wurde die
Foraminiferenfauna stratigraphisch ausgewertet. Dadurch
ergibt sich erstmals die Möglichkeit, die Kreide-Basissedi-
mente am Haarstrang nach modernen Gesichtspunkten im
Detail biostratigraphisch zu gliedern und mit Cenoman- Vor-
kommen außerhalb Westfalens zu korrelieren.

2. LITHOSTRATIGRAPHIE

Das Cenoman am Kreide-Südrand zwischen Unna und
Möhnesee lagert diskordant dem gefalteten Paläozoikum auf.
Das Normalprofil beginnt mit einem nur wenige Zentimeter
mächtigen Basalkonglomerat. Es folgen eine zunächst über-
wiegend klastische Serie (Limonit-Sandstein-, Glaukonit-
Sandstein-Horizont) und darüber glaukonitisch-karbonati-
sche Sedimente (Glaukonit-Sandmergelstein-, Glaukonit-
Sandkalkstein- und glaukonitischer Übergangshorizont).
Diese basalen Schichten werden zusammen als ,, Formation
des Essener Grünsandes" bezeichnet (M. Hiss 1981). Die
darauf lagernden Sedimente der ,, unteren Mergel-Kalk-For-
mation" beginnen mit kieseligen, hornsteinführenden Kalk-

steinen, setzen sich mit arenitischen Kalkmergelsteinen fort
und werden zum Hangenden hin durch eine Kalkknollen-
bank abgeschlossen. Die darüber folgenden Mergelsteine (la-
^wf«s-Schichten) haben bereits unterturones Alter.

Abweichend vom Normalprofil treten lateral starke
Faziesänderungen auf (Abb. 2). Diese werden durch eine
ausgeprägte Oberflächenmorphologie des paläozoischen Un-
tergrundes hervorgerufen. Auf Untergrunderhebungen
(Klippen und Schwellen) ist die Schichtenfolge oft lückenhaft
oder faziell abweichend (Klippensedimente) ausgebildet. Im
Bereich von Senken ist das Cenoman - wie im Normalprofil
beschrieben - in der Regel vollständig entwickelt.

i FM

<JJ OJ

3 E

z
o

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1—1

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Diesen lokalen und regionalen Faziesschwankungen ist
eine generelle Faziesänderung übergeordnet. Im Raum Unna
wird die Cenoman-Schichtenfolge vollständig durch die
Formation des Essener Grünsandes vertreten. Nach E geht
der Anteil dieser Formation auf Kosten der rein karbonati-
schen Sedimente (untere Mergel-Kalk-Formation) zurück.
Neben der faunistischen Datierung einzelner lithostratigra-
phischer Einheiten ist daher die Klärung des zeitlichen Ver-

laufs dieser generellen Faziesänderung von besonderem In-
teresse.

Die Mächtigkeit des Cenomans am Haarstrang schwankt
stark, bedingt durch die großen Faziesunterschiede. Im Raum
südlich von Unna beträgt sie nur wenige Meter (0 m bis 5 m).
Sie nimmt nach E allmählich zu und erreicht am Möhnesee
etwa 20 m bis 25 m (ausführliche Darstellung der Lithostrati-
graphie bei M. Hiss 1982b).

3. BISHERIGE GLIEDERUNG

Die bisherige biostratigraphische Gliederung des Ceno-
mans in Westfalen geht auf C. Schloter (1876 a, b) zurück.
Mit geringfügigen Ergänzungen und nomenklatorischer
Überarbeitung (P. Kukuk & D. Wolansky 1941; O. Seitz
1952) findet diese Gliederung noch heute ihre Anwendung
(z. B. H. Arnold 1964 a; E. Seibertz 1979; vgl. Abb. 4).
Schon seit langem ist aber bekannt, daß einige der Schlü-
TER'schen Zonenfossilien eine stark faziesabhängige Verbrei-
tung zeigen und gerade in den lithologisch sehr unterschiedli-
chen Sedimenten am Kreide-Südrand in mehreren Zonen
gleichzeitig auftreten können (vgl. z. B.: R. Bartling 1920:
172;T. Wegner 1926: 453). Eine Gliederung auf exakter bio-
stratigraphischer Grundlage sowie biostratigraphische Kor-
relationen mit Cenoman-Vorkommen außerhalb Westfalens
werden dadurch sehr erschwert. Bisher war es aber nicht
möglich, eine genaue, überregional vergleichbare biostrati-
graphische Gliederung zu erarbeiten, da in den faziell sehr un-
terschiedlichen Cenoman-Sedimenten in Westfalen exakte li-
thostratigraphische Bearbeitungen und neuere Untersuchun-
gen der Mikro- und Makrofaunen fehlten. Inzwischen liegen
aber erste Ergebnisse in dieser Richtung vor (J. M. Hancock
et al. 1972; J. Wiedmann 1979; J. Wiedmann &
H. L. Schneider 1979; C. Frieg 1979; M. Hiss 1979, 1981).

Die stratigraphische Gliederung des Cenomans im engeren
Untersuchungsgebiet geht in ihren Grundzügen auf R. Bart-
ling (1909, 191 1, 1920) zurück. Er teilt das Cenoman in die
von C. Schlüter aufgestellten Zonen. Dabei konnte er fest-
stellen, daß im Raum Billmerich (südlich Unna) das gesamte
und im Raum Ense-Bremen (südlich Werl) nur noch die un-
terste Zone des Cenomans in glaukonitischer Fazies ausgebil-
det ist. Bei der Zonen-Abgrenzung berücksichtigt er zwar die
Fauna, stellt aber gleichzeitig fest, daß eine rein paläontologi-
sche Gliederung nicht möglich ist, da mehrere, verschiedenen
Zonen angehörende Leitfossilien nebeneinander in einem
Horizont auftreten (R. Bartling 1911: 102). Die Abgren-
zung der Zonen erfolgt daher nach rein üthostratigraphischen
Gesichtspunkten. Alle späteren Bearbeiter gliedern das Ce-
noman im Untersuchungsgebiet in Anlehnung an R. Bart-
ling ebenfalls weitgehend nach lithologischen Aspekten (vgl.
Abb. 3). Nach Auffassung der meisten Autoren beginnt die
Schichtenfolge mit dem Untercenoman (,,Zone des Pecten
asper und Catopygus carmatus"). NachB. Beschoren (1927)
gehören die ältesten Sedimente aber bereits dem Mittelceno-
man an (,,Zone der Schloenbachia vanans und Hemiaster
gripenkerli").

4. DIE MODERNE CENOMAN-GLIEDERUNG

Eine moderne Ammoniten-Zonengliederung im borealen
Faziesraum des nördlichen Europas wurde zunächst von
J. M. Hancock (1959) für Nordfrankreich (Sarthe) erarbei-
tet. Weitere biostratigraphische Bearbeitungen vor allem in
Südengland durch W. J. Kennedy (1971), W. J. Kennedy &
J. M. Hancock (1970, 1971, 1978) führten zu der in Abb. 4
wiedergegebenen und heute in Nordwesteuropa allgemein
anerkannten Zonengliederung. Die von W. J. Kennedy ur-
sprünglich als ,,assemblage-zones" aufgestellten Untertei-
lungen der mantelli- und rhotomagense -Zone werden heute
unterschiedlich als , ,Subzonen" oder oft auch als selbständige
Zonen behandelt.

Diese moderne Zonengliederung ermöglicht Vergleiche
mit mediterranen und außereuropäischen Ablagerungsräu-
men. Wenn dabei im^ einzelnen auch noch Differenzen auftre-
ten, so sind doch überregionale Korrelationen möglich
(z. B. J. Wiedmann & G. Kauffmann 1978; J. Wiedmann
1979). Neuere Untersuchungen, die diese Zonengliederung
zugrunde legen oder sich darauf beziehen, liegen für einige

mitteleuropäische Kreidegebiete inzwischen vor (z. B. : Sach-
sen: K. A. Tröger 1969; Nordfrankreich/Belgien: F. Ro-
BASZYNSKi 1978; Bayrische Alpen: H. Immel 1979; Russische
Tafel: D. P. Naidin 1979). Auch erste Ansätze, diese auf
Westfalen zu übertragen, sind inzwischen gemacht worden
(J. M. Hancock et al. 1972; J. Wiedmann & H. L. Schnei-
der 1979; C. Frieg 1979; A. Lommerzheim 1979; M. Hiss
1979, 1981).

Die Basis des Cenomans wird definiert durch das erste Auf-
treten von Ammoniten der Gattung Mantelliceras, Sharpeke-
ras, Acompsoceras zusammen mit dem häufigen Vorkommen
von Schloenbachia varians (Sow.) und Hypotunilites
(W. J. Kennedy & J. M. Hancock 1978). Die genaue Grenze
zwischen Alb und Cenoman ist vermutlich durch eine
Schichtlücke, verbunden mit Aufarbeitungshorizonten, ge-
kennzeichnet. Von J. Wiedmann & H. L. Schneider (1979)
und J. Wiedmann (1979) wird in Westfalen ein bisher wenig
bekanntes Übergangsniveau zwischen Alb und Cenoman
vermutet und durch Ammoniten belegt. Die Autoren schia-

Unter-
lager

Cenomon

unter

mittel

ober

Zonen. C SCHLÜTER 1876

P asper + C cannatus S vartans + H gripenkerli

A rhotomag » H subglobos

H ARNOLD 1964

varians -SchicMen [kc1/21

r/iotomogense-Schichten IkcBI

in
o

o
CD

K BESCHOREN 1927

R BARTLING 1920

R BARTLING 1909,1911

F KÜHNE 1938
[ Blatt Möhnesee.
Neheim -Husten)

K BESCHOREN 1927

R BARTLING 1911

P KUKUK 1938
[keine biostratigro-
phisctien Grenzen )

K BESCHOREN 1927

R BARTLING 1920

R BARTLING 1909.1911

R BARTLING 1911
I Blatt Unna, west-
lich von Sctielk 1

F KAHRS 1927

R BARTLING 1920
IDo-Horde-Billmench]

H WILDBERG 1980
[otine biostrotigra-
phischen Bezug]

Toneisen;*'

stein ,-' Essener Grunsand

Essener Grunsand
glaukonitischer Mergel

gloukon
Kalk

graue Kalke
m Schwamm
schichten

Horn-
stein-
bank

weine bis graue
Mergelkalke

gelbliche, schwach kieselige
Kalksteine

Horn-
stein-
bank

untere Mergelkalke
= vonans - Planer

Horn-
stein-
bank

fossilarme
Kalke

Schichten m
A plenus
Kalkknollenb

knollige
Kalkbank

hangende Mergelkalke

Essener Grunsand

Cenoman- Planer

Essener Grunsand
glaukonitischer Mergel

Trons-
gress
Kongl

Toneisenstem K

glaukon
Kalk

Cen-Kalk im
Liegenden d
Hornsteinb

Hörn-
stein -
bank

untere Mergelkalke
- varians - Planer

Essener Grunsand

Bosisk
=Tonei-
senst K.

Cenom-
Grun-
sand

glaukon
Kalk

r/iofomogen-Sch,
helle Mergelkalke

Horn-
stein -
bank

Horn-
stein-
bank

Toneisenstein
Konglomerat

Essener Grünsand

Toneisenstein
Konglomerat

Unterer Grünsand
= Cenoman-Grunsand

Schichten m
A plenus
Kolkknollenb

hangende Mergelkalke

Kalkmergel

rAiotomogen-Sch
helle Mergelkalke

Horn-
stein-
bank

Toneisenstein K / Unterer Grunsand

Basalkongl / glaukon Mergel mit S vanons

Rotkalke m Taschen

Grunsandmergel mit Konglo
merat an der Basis in Taschen

Essener Grunsand

fossilarme
Kolke

Knollenkalk

Schichten m
A plenus
Kolkknollenb

knollige
Kalkbank

arme rrtofomogense-Sch
helle Mergelkalke

arme rhotomagense - Seh
knollige Kolke

glaukon Kolkmergel
mit A plenus

knollige Kalkbank

Brauneisen -
steinhoriz

gloukon
Über-
gangs H

oberer

Essener Grunsand

glaukon
Kalkstein

Kalkknollen
bank

Abb. 3. Zusammenste.
am Haarstrang.

lung der bisherigen lilho- und biostratigraphischen Gliederungen des Cenomans

Ammoniten-Zonengliederung in Nord Westeuropa

Ammoniten Zonen

Subioren

Typische Ammoniten und LeiHo»ilien

nach

W.J. KENNEDY & JM. HANCOCK 11978)

Biiherige Gliederung

in VWesItalen nach
C SCHLÜTER 1876

c
5

Mamniites nodoiO'des
{= nodoioides Zonei

—

Inoceramus labiatui

labiatus-Zone

Calycocerai naviculare
(= naviculare-Zone)

Sciponoceras gracile

Sciponocerai gracile

Metoicoceras geshmanum

{Actinomax planus)

Acrinocamax plenus

Eucalycoceras pentagonum
Calycoceras naviculare

Cucalycoceras pentagonum
Calycoceras naviculare

Acanthoceras rhotomagense

und

Ho last er subglobosus

C
E

Acanthoceraz rhotomagense
(- rhotomagense-Zone)

Acanthocerai /ukesbrowni

große Acanthoceraien

Turrilites acutus

Turnlites acutus

Calycoceras
Scaphfles equalis

Turnliies costatus

Turnlites costatus

Scaphites equahs

Sciponoceras baciiloide

Acanihocerai rhotomagenseGiupoe

Mantelliceras mantetli
{=mantelli Zone)

Mantellicerai ex qr. dixoni

Schloenbachia vanans (Hache Fotmenl
Mantelliceras ex gr dixoni

Schloenbacbia vanans

u. Hemiaster gnpenkerli
f

Pecten asper und
Catopvgus cannatui
(Neohibolilei ulumus]

Mantelliceras saiibii

S. vanans (wenig aulgeblahl)

M, saxbii, M. ver^tnorense. Af. manielli.

Hyphoplnes lakatus

Hypotunilites carctanensis

S vanans. M. manrelli.

M tuberculatum. H. carcitanensis.

Anisoceras armalum

Abb. 4. Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa.

gen daher vor, die „Zone des Utaturiceras vmcinale (Sto-
liczka)" unterhalb der Zone des Hypotunilites caratanensis
(Matheron) für dieses Niveau einzufiihren. Im Untersu-
chungsgebiet treten einige Ammoniten auf, die möghcher-
weise aus unterstem Untercenoman stammen. Die Annahme
einer selbständigen Zone des Utaturiceras vinanale kann
aber weder bestätigt, noch widerlegt werden (s. u.).

Die Basis des Turons - und damit die Hangendgrenze des
Cenomans - ist durch das erste Auftreten von Inoceramus la-
biatus (ScHLOTH.) und Mammites nodosoides (Schlüter) in-
ternational festgelegt. Dadurch wird die ,,plenHS-Zone" frü-
herer Bearbeiter ganz dem Cenoman angeschlossen und ent-
spricht in etwa der gwa/e-Subzone.

Untersuchungen an parastratigraphisch wichtigen Begleit-
faunen sind zum Teil noch in Bearbeitung und daher noch
nicht in jedem Fall auf die Verhältnisse in Westfalen übertrag-
bar. Durch K. A. Troger (1981) wird eine Inoceramen-
Gliederung des Cenomans in Mittel- und Osteuropa durch-
geführt. Im hier untersuchten Gebiet fehlen jedoch gut erhal-

tene Inoceramen weitgehend, so daß diese Gliederung keine
Anwendung finden kann.

In der hier vorgelegten Untersuchung können Foraminife-
ren zur biostratigraphischen Gliederung herangezogen wer-
den. Dem Vergleich mit den hiesigen Verhältnissen dienen
vor allem neue biostratigraphische Untersuchungen aus Süd-
england (D. J. Carter & M. B. Hart 1977) und Belgien/
Nordfrankreich (F. Robaszynski 1978). Dievondiesen Auto-
ren zur Abgrenzung der Cenoman-Basis benutzten plankto-
nischen Foraminiferen fehlen hier. Mit Hilfe agglutinierender
Foraminiferen (C. Frieg 1979, 1980) kann die Basis des Ce-
nomans jedoch angenähert bestimmt werden. Die Basis des
Turons wird nach D. J. Carter & M. B. Hart (1977) nach
mikrofaunistischen Gesichtspunkten (Aussetzen von Rotali-
pora. Einsetzen von Globotriincana) in Südengland in den
Horizont der pleniis-Mergel gelegt. Sie stimmt nicht genau
mit der durch Ammoniten bestimmten Grenze überein, son-
dern liegt etwas tiefer im Profil (vgl. F. Robaszynski 1978:
Fig. 3).

5. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN
AUFGRUND DER AMMONITENFAUNA

Die Ammoniten des Untersuchungsgebietes (ausführliche
Beschreibung bei M. Hiss 1982a) stammen vorwiegend aus
den basisnahen Schichten. In höheren Profilteilen werden sie
seltener. Eine zeitliche Gliederung mit Hilfe der Ammoniten-
fauna ist daher insbesondere für die direkten Transgressions-
sedimente und die unmittelbar darauf folgenden Horizonte
möglich.

Die stratigraphische Reichweite der im Untersuchungsge-
biet auftretenden Ammoniten zeigt Abb. 5. Albische Am-
moniten treten nicht auf; lediglich die Gattung Anisoceras hat
ihren Ursprung bereits im Alb, reicht aber bis in das Ceno-
man hinein. Einige Arten können aus allertiefstem Unterce-
noman stammen, kommen aber auch noch darüber vor. Die

möglicherweise vorhandene Zone des Utaturiceras vincinale
(im Sinne von J. Wiedmann 1979) kann weder bestätigt noch
widerlegt werden (diese Zone ist daher in Abb. 4 und Abb. 7
als fraglich gekennzeichnet).

Direkt an der Kreide-Basis treten Ammoniten des Unter-
cenomans kondensiert auf. Sie wurden während der Fossilisa-
tion umgelagert, angereichert und resedimentiert (vgl.
M. Hiss 1981: 161 ff; M. Hiss 1982a). Das sie umgebende Se-
diment ist jünger als die Fossilien. Damit geben die Ammoni-
ten zwar das Mindestalter der Transgression an, verlieren aber
in bezug auf die Altersdatierung der einbettenden Sedimente
an Aussagewert. Der Umlagerungszeitraum und damit das
Alter der Sedimente kann aber mit Hilfe der Ammoniten ein-

maximale

Reichweite

Hauptverbreitung
^^^ Iwotirsctieinliches

Vorkommen)
Vorkommen fraglicti

Cenoman

unter

mittel

ober

mantelli

rhofomagen

naviculare

l[ 1

gl o

^ 1 '-'

1
1

1
i

Saponoceras baculoide

TurnliteslOI ex gr puzosif

Tumliles IB 1 nf essenensis

TurntitestH) grovesianus

.„...

Turnlites (E ) scheuchzenan

Turnlites (M 1 boerssumensfs

Scaphites egualis

■■

Hyphoplites arousionensis

....

Schloenbachia varians ssp

..._.

Mantelliceras montelli

Mantelliceros tuberculatum

— ^

Mantelliceras laterotuberc

Mantelliceras costatum

Mantelliceras soxbii

—

Mantelliceras cf saxbii

Mantelliceras ventnorense

Mantelliceras ex gr dixoni

Acompsoceras sarthense

^^^

^^*

Acompsoceras sp

Acanthoceras cf rhotomag

Abb. 5. Stratigraphische Verbreitung dei
auftretenden Ammoniten.

im Untersuchungsgebiet

gegrenzt werden. Im Aufschluß Ense-Bremen I lagern zum
Beispiel an der Kreide-Basis (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho-
rizont) ausschließlich Ammoniten des tieferen bis mittleren
Untercenomans (carcitanensis- und s^jx^jz-Subzone). Im
darüber folgenden, scharf abgegrenzten glaukonitischen
Übergangshorizont treten aber Ammoniten des oberen Un-
tercenomans auf (dixoni-Subzone). Der Ablagerungszeit-
punkt des ersten Horizonts liegt also noch vor dem oberen
Untercenoman, da Ammoniten der dixoni-T-one hier fehlen.
Der glaukonitische Übergangshorizont ist frühestens im obe-
ren Untercenoman sedimentiert worden. Unabhängig von
Ammonitenfunden kann diese stratigraphische Einstufung
durch Foraminiferenfaunen bestätigt werden.

Der Beginn der Kreide-Transgression erfolgte im unter-
suchten Gebiet mit dem untersten Untercenoman (carcita-
nensis-Suhzone). Da sich Ammoniten dieser Subzone haupt-
sächlich in der Nähe von Schwellen (z. B. in Ense-Bremen
oder Höingen) oder auf Klippen (z.B. Frömern) finden, muß
angenommen werden, daß diese bereits sehr frühzeitig vom
Meer bedeckt waren. Nur im SW von Unna scheint die
Transgression erst im oberen Untercenoman einzusetzen.
Die ältesten Ammoniten aus Basissedimenten in Billmerich
(Turrilites boerssumensis Schlüter, Acompsoceras sarthense

(Gu£ranger) haben nämlich ihre Hauptverbreitung im höhe-
ren Untercenoman und sind hier wahrscheinlich in die dixo-
w-Subzone einzustufen. Diese Datierung kann ebenfalls
durch Foraminiferen bestätigt werden.

Die Sedimente der Formation des Essener Grünsandes zei-
gen untercenomanes Alter. Eine genauere Einstufung ist auf-
grund der oben erwähnten Fossilkondensation nur bedingt
möglich. Der glaukonitische Übergangshorizont im oberen
Teil der Formation des Essener Grünsandes wurde östlich
von Unna während der dixoni-Suhzone sedimentiert (Man-
telliceras ex gr. dixoni Späth aus Ense-Bremen I). Südlich
von Unna reichen glaukonitische Sedimente auch noch in das
Mittelcenoman (rhotomagense-Zone) hinein, wie durch
Acanthoceras cf. rhotomagense (Brongniart) aus Schelk be-
legt werden kann. Weiterhin ergab die Untersuchung der Fo-
raminiferenfauna, daß bei Billmerich (südwestlich von Unna)
die Formation des Essener Grünsandes auch noch das Ober-
cenoman umfaßt. Die Grenze zur Unteren Mergel-Kalk-
Formation verläuft also von E nach W aufsteigend deutlich
diachron.

Zu Anfang des Mittelcenomans (co5£at«s- Subzone) beginnt
östlich von Unna die Untere Mergel-Kalk-Formation mit kie-
seligen und Hornstein führenden Kalksteinen. Aus diesem
Horizont konnte von mehreren Lokalitäten Acanthoceras cf.
rhotomagense geborgen werden. Im Profil Stockum sind im
Grenzbereich zum glaukonitischen Übergangshorizont in ei-
ner lokalen Schwellenregion Ammoniten des Untercenomans
(Mantelliceras mantelli (Sow.)) zusammen mit mittelceno-
manen Formen (Scaphites equalis Sow.) eingebettet. Diese
Kondensation dürfte auf ähnliche Umlagerungsprozesse
zurückzuführen sein, wie sie oben für die untercenomanen
Basissedimente beschrieben wurden.

Die Grenze zum Obercenoman sowie das gesamte Ober-
cenoman ist mit Ammoniten nicht näher erfaßbar, da hier die
entsprechenden Fossilfunde fehlen. Ebenso liegen aus der
Kalkknollenbank des höheren Cenomans keine neuen Ma-
krofossilfunde vor. Eine Einstufung in das höchste Cenoman
aufgrund des in der Literatur aus dieser Bank beschriebenen
Actinocamax plenus (Blainville)(= graa/e-Subzone) scheint
möglich zu sein. Hier ist aber Vorsicht geboten, da die Kalk-
knollenbank als ausgeprägte Hartgrundbildung während ei-
nes längeren Sedimentationsstillstandes anzusehen ist (vgl.
M. Hiss 1981: 199ff). Sie enthält viele Grabgänge, die wahr-
scheinlich erst später mit Sediment verfüllt worden sind. Es ist
also denkbar, im Moment aber leider nicht nachprüfbar, daß
Actinocamax plenus erst zu einem späteren Zeitpunkt nach
der Ablagerung der Kalkknollenbank in dieses Sediment ge-
langt ist. Hierfür spricht zum Beispiel, daß dieser Belemnit
ausschließlich in dieser Bank oder (im mittleren Ruhrgebiet)
auch unmittelbar darüber angereichert vorkommt. Mögli-
cherweise ist also das Grundsediment der Kalkknollenbank
zu einem frühen, nicht genau festlegbaren Zeitpunkt im höhe-
ren Cenoman abgelagert, das höchste Obercenoman {,,ple-
nus-Zone") aber nur reliktisch als Grabgangfüllung darin
enthalten.

6. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN
AUFGRUND DER FORAMINIFERENFAUNA

Die Foraminiferen des hier dargestellten Gebietes wurden
in Anlehnung an die Untersuchungen von C. Frieg (1979)
und R. Baumeister (1980) aus dem Raum Bochum bestimmt
und beschrieben (M. Hiss 1981: 150ff). Eine weitere, aus-
führliche Darstellung der Foraminiferenfauna befindet sich in
Vorbereitung (M. Hiss in Vorb.)- Die Verbreitung derFora-
miniferen wird vorwiegend von den stark schwankenden Fa-
zies-Verhältnissen bestimmt. Es treten nur wenige, in ihrer
Verbreitung sicher stratigraphisch festgelegte Arten auf, die
mit oben zitierten Untersuchungen aus England und Belgien
verglichen werden können. Viele von dort beschriebene, vor
allem stratigraphisch relevante Arten fehlen hier. Vermutlich
faziell gebundene Arten kommen aber zusammen mit strati-
graphisch genau festgelegten Foraminiferen vor. Sie setzen
gemeinsam an stratigraphischen Grenzen ein und können so
in gewisser Weise als Leitfossilien, zumindest für das Unter-
suchungsgebiet, gelten.

Die Foraminiferen-Untersuchungen haben ebenfalls ge-
zeigt, daß lithostratigraphische Horizonte von W nach E
Faunen unterschiedlichen Alters führen können. So tritt zum
Beispiel RotaUpora cushmani (Morrow) (Leitfossil für obe-
res Mittel- bis Obercenoman) östlich von Frömern im Kalk-
mergelstein-Horizont und westlich davon im glaukonitischen
Übergangshorizont auf. Einige kalkschalige Benthoner
kommen im E ab der Hornsteinbank vor und treten weiter
westlich bereits im Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont auf
(Cibicides grobenkoi Akimetz, Lingulogavelinella globosa
(Brotzen), Gavelinella inteimedm beloruisica (Akimetz)).
Die schon früher beschriebenen (R. Bartling 1920) diachron
verlaufenden Faziesgrenzen können somit durch die Unter-
suchung der Foraminiferen- und Ammonitenfaunen zeitlich
genau festgelegt werden.

Die Verbreitung der Foraminiferen in der Cenoman-
Schichtenfolge am Haarstrang ist in Abb. 6 dargestellt. Stra-
tigraphisch wichtige Arten sind besonders markiert. Es ist
möglich, sechs Foraminiferen-Zonen auszuscheiden. Die
Abgrenzung dieser Zonen im Vergleich zur Ammoniten-Or-
thostratigraphie kann wie folgt durchgeführt werden:

Foraminiferen-Zone I, tieferes Untercenoman («rc;-
tanensis- bis saxbü-Suhzone): Arenobultmimi {Arenobuli-
mina) preslii (Rhuss) fehlt, sie setzt erst mit Beginn der
Zone II ein (vgl. C. Frieg \979). Lingulogavelinelld formosa

(Brotzen) ist verbreitet. Gavelinella berthelim (Keller)
kommt vereinzelt vor.

Foraminiferen-Zone II, oberes Untercenoman (di-
.vowi-Subzone): Arenobulimina (Arenobulimina) preslii
(Reuss) tritt erstmals auf. Lingulogavelinella formosa (Brot-
zen) klingt in dieser Zone endgültig aus (vgl. D. J. Carter &
M. B. Hart 1977: Fig. 9). Gavelinella berthelmi (Keller)
kommt nicht mehr vor.

Foraminiferen-Zone III, unteres Mittelcenoman,
etwa der cosrafws- Subzone entsprechend: Plectina cenomana
Carter & Hart setzt ein (vgl. D. J. Carter & M. B. Hart
1977), ebenso kommt Gyroidinoides nitida (Reuss) erstmals
vor. Vialovella frankei (Cushman) zeigt nahe der Obergrenze
der Zone III ein deutliches Häufigkeitsmaximum (im mittle-
ren Teil des Untersuchungsgebietes besonders gut zu beob-
achten).

Foraminiferen-Zone IV, mittleres Mittelcenoman,
etwa der i!c«f«s-Subzone entsprechend. Verschiedene kalk-
schalige benthonische Foraminiferen setzen ein: Cibicides
grobenkoi Akimetz, Lingulogavelinella globosa (Brotzen),
Lingulogavelinella cf. formosa (Brotzen). Pseudotextula-
riella cretosa (Cushman) zeigt ein deutliches Häufigkeitsma-
ximum in geringem Abstand oberhalb des Maximums von
Vialovella frankei (Cushman). Flourensina intermedia Ten
Dam setzt in dieser Zone ein.

Foraminiferen-Zone V, oberes Mittelcenoman bis
Obercenoman, etwa der;;(^e5/^?'0'Z£,'«/-Subzone bis navicula-
re-Zone entsprechend. Die Zone V stimmt mit der RotaU-
pora cushmani/ Praeglobotruncana stepbam-Zone bei
D. J. Carter & M. B. Hart (1977) überein. Verschiedene
planktonische Foraminiferen setzen ein: RotaUpora cush-
mani (Morrow), RotaUpora deekei (Franke), Praeglobo-
truncana stephani (Gandolfi), Praeglobotruncana delnoen-
sis (Plummer). Ebenso kommt Gavelinella intermedia belo-
russica (Akimetz) erstmals vor. Kalkschalige Foraminiferen
(Plankton und Benthos) treten insgesamt häufiger auf.

Foraminiferen-Zone VI, Unterturon, labiatus-
Schichten {nodosoides-Zone): RotaUpora cushmani (Mor-
row) und RotaUpora deekei (Franke) fehlen. Zweikielige
Globotruncanen aus der Gruppe der Globotruncana margi-
nata (Reuss) treten erstmals auf. Hedbergellen kommen mas-
senhaft vor. Es fehlen viele agglutinierende Foraminiferen.

t—
Ol

G/oboiruncana marginota U 1
Praeglobolruncana stephani O •

!■■■■■

■■■■■i

Proeglobofruncana delnoensis O '
Rotalipora deekei O

■■■■■■

• • •

Rolalipora cushmani O
Hedbergella sp sp 1

• • •

Ramulina sp

• • •

Dentalina sp

• • •

Palmula sp.

• • •

c
o

c
tu
CD

Frondicularia sp

• • •

Gavetinella interm belorussica O
öavelinella ammonotdes

• • •

Cibicides grobenkoi O

• • •

Ol
CT

Linaulopaveltnetia cf formosa

• • •

Gyroidinoides nitida O

• • •

1/)

Gavetinella cenomanica
Gavelinelta interm intermedia
Lenticulina sp sp

• • •

•^

Gavetinella baltica
Lingulogavelinelto formosa O

• • •

Gavelinello bertl^etini O

• • •

c
ü

CT
CT
<

Gaudryina eltisorae

• • •

Flourensina intermedia O

• • •

AtaxophroQmium crassum

• • •

Dorothia filiformis

• • •

Dorothia gradata

• • •

Plectina cenomana O

• • •

Gtomospirelto sp

• • •

Ammodiscus cretaceus

• • •

Eggerellina intermedia

• • •

Arenobutimina IN ) obesa

• • •

Arenobulimina (P 1 minima

• • •

Arenobutimina (P ) ctiapmani

• • •

Vlalovella frankei O
Placopsilina cenomana
Plectina manoe

• • •

■ ■■

Pseudotextutarialla cretosa O
Dorothia turris

• • •

Arenobutimina (PI Iruncata

• • •

Arenobutimina IN) etevata

• • •

Arenobutimina IP) bochumensis
Arenobutimina IC ) dorbigny

• • •

Arenobutimina IC ) odvena
Reoptiox dentaliniformis

• • •

Ataxophragmium compactum

• • •

• •

-U

Ataxoptiragmium depressum

• • •

Lituola irregularis

• • •

Spiroplectammina cf baudouiniana

• • •

Reoptiax guttifera

• • •

Arenobutimina lA 1 cf obliqua

• • •

Haptoplirogmoides rugosus

• • •

Reopfiax tiamulus

• • •

Reoptiax scorpiurus

• • •

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Abb. 6. Stratigraphische Verbreitung der Foraminiteren im Untersuchungsgebiet und Foraminiferen-
Zonengliederung.

BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER SEDIMENTE
IM UNTERSUCHUNGSGEBIET

Aufgrund der Faunenuntersuchungen ist es möglich, die
Sedimente des Untersuchungsgebietes biostratigraphisch ein-
zustufen. Diese Gliederung ist in Abb. 7 dargestellt (vgl. auch
Abb. 2). Folgende Ergebnisse können festgehalten werden:

a) Beginn der Kreide-Transgression

Die Kreide-Transgression beginnt im untersuchten Raum
im tiefsten Untercenoman (carcitanensis-Suhzone, Ammoni-
ten dieser Subzone sind im gesamten Bereich südlich und öst-
lich von Unna nachzuweisen). Spätestens im höheren Unter-
cenoman f<iu-o«/-Subzone) wird auch der westliche Teil des
Untersuchungsgebietes (südwestlich von Unna) überflutet.

b) Sedimente des Untercenomans

In Billmerich (südwestlich von Unna) haben lediglich
einige Klippensedimente, in Frömern (südlich von Unna)
Klippensedimente und (in der Normalfazies) die Basissedi-
mente bis einschließlich Glaukonit-Sandstein-Horizont un-
tercenomanes Alter. Zwischen S c h e 1 k und W i c k e d e (Pro-
file Schelk bis Wiehagen, vgl. Abb. 2) ist die Grenze Unter-
/Mittelcenoman nicht genau festlegbar; sie liegt im oberen
Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts. Eine Unter-
gliederung des Untercenomans ist hier nicht durchführbar,
östlich von Wickede haben der Glaukonit-Sandmergel-
stein- bzw. Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont und unterla-
gemde Schichten tieferes Untercenoman-Alter (carcitanen-
sis- bis saxbü-Suhzone), der glaukonitische Übergangshori-
zont gehört dem oberen Untercenoman an (dixoni-Suhzone).
Auf der Schwelle bei Günne (Möhnesee) sind unterceno-
mane Reliktsedimente in Schichten des tieferen Mittelceno-
mans eingebettet. Femer kann die ,, Hangende Mergellage"
(vgl. E. Speetzen et al. 1974) im Vergleichsprofil Ruthen in
die Foraminiferen-Zone I (tieferes Untercenoman) eingestuft
werden.

c) Sedimente des Mittelcenomans

Im höchsten Untercenoman und tiefen Mittelcenoman be-
steht in Billmerich und Frömern eine Schichtlücke, li-
thologisch durch eine Aufarbeitungszone an der Basis
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts, paläontologisch
durch einen deutlichen Faunensprung innerhalb der Forami-
niferen-Fauna belegt. Diese Schichtlücke kann weiter östlich
nicht nachgewiesen werden. Sie ist in Frömern und Billmerich
vermutlich aufgrund der küstennahen Position so deutlich
ausgebildet. Mehrere kurzzeitige Sedimentationsunterbre-
chungen sind aber auch weiter östlich im Zusammenhang mit
Hartgrundbildungen im Horizont der kieseligen und Horn-
stein führenden Kalksteine wahrscheinlich.

Das tiefere Mittelcenoman (Foraminiferen-Zone III)
beginnt östlich von Wiehagen (westlich davon nicht ge-
nau festlegbar) mit dem Horizont der kieseligen und Horn-

stein führenden Kalksteine und endet mit dem Häufigkeits-
maximum von Vialovella frankei unterhalb der Hornstein-
bänke. Ammoniten aus der Gruppe um Acanthoceras rhoto-
magense kommen in diesen Schichten vor.

Das mittlere Mittelcenoman (Foraminiferen-
Zone IV) ist durch das Häufigkeitsmaximum von Pseudotex-
tulariella cretosa im gesamten Gebiet gut zu erkennen. In
Frömern gehört der gesamte, in Billmerich der untere Teil
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts in diese Zone,
östlich von Schelk sind die Hornsteinbänke sowie einige
Dezimeter des Kalkmergelstein-Horizonts dieser Zone zu-
zuordnen; östlich von Delecke ist die Hangendgrenze nicht
mehr aufgeschlossen.

d) Sedimente des Oberen Mittelcenomans bis Obercenomans

Der obere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts
von Billmerich, der glaukonitische Übergangshorizont von
Billmerich und Frömern, der Kalkmergelstein-Horizont von
Frömern und den weiter östlich gelegenen Profilen sowie die
Kalkknollenbank im gesamten Gebiet können in die Forami-
niferen-Zone V eingestuft werden. Die Zone beginnt mit dem
ersten Auftreten von Rotalipora cushmum (östlich von Schelk
wenige Dezimeter oberhalb der Hornsteinbänke). Der Zeit-
umfang der durch die Kalkknollenbank dokumentierten
Schichtlücke kann nicht näher angegeben werden (s. o.). Die
Sedimentationslücke beginnt vermutlich irgendwann im
Obercenoman. Höchstes Obercenoman ist wahrscheinlich
nur reliktisch vorhanden (,,plen!<s-7.one").

e) Sedimente des Unterturons

Die /ij^Mt«s-Schichten beginnen im gesamten Gebiet mit
scharfer lithologischer Grenze oberhalb der Kalkknollenbank
und sind durch das Auftreten von Inoceramus labiatHS
(ScHLOTH.) bereits nahe ihrer Basis sowie das Vorkommen
von Globotruncana marginata (Reuss) und das Überwiegen
von planktonischen Foraminiferen gekennzeichnet. Inwie-
weit die im Obercenoman beginnende Schichtlücke auch
noch das Unterturon umfaßt, kann nicht mit Sicherheit gesagt
werden. Da die genannten Leitfossilien normalerweise erst
etwas oberhalb der Cenoman/Turon-Grenze einsetzen, ist
anzunehmen, daß die Sedimentationsunterbrechung bis in
das tiefere Unterturon hineinreicht.

DANKSAGUNG

Ich danke Herrn Prof. Dr. M. Kaever und Herrn Prof. Dr.
U. Rosenfeld, die beide die Anfertigung dieser Arbeit durch zahl-
reiche Diskussionen und Anregungen gefördert haben. Herrn
Dr. C. Frieg danke ich für wertvolle Hinweise bei der Bestimmung
der Foraminiferen.

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Zitteliana

55-64

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Epikontinentale Unterkreide- Ablagerungen in Polen

Von
SYLWESTER MAREK*)

Mit 5 Abbildungen und 1 Tabelle

KURZFASSUNG

Das Unterkreidebecken des polnischen Flachlandes hat
sich innerhalb der ausgedehnten, paläotektonischen Einheit
entwickelt, die sich seit dem Zechstein, auf dem südwestli-
chen Abhang der Pre-Vendischen Plattform gebildet hatte.
Innerhalb dieses Beckens hat sich die Mittelpolnische-Sedi-
mentationsfurche ausgesondert, die genetisch an die tektoni-
schen Tornquist-Teisseyre Zone gebunden ist. Durch diese
Zone ist im ganzem Mesozoikum und Känozoikum der Zu-
sammenhang verschiedener, paläogeographischer Provinzen
gewährleistet, und zwar die Verbindung des nördlichen At-
lantik im Nordwesten und Westen mit der westlichen Tethys
im Süden und Südosten. Das polnische Gebiet der Unterkrei-
de-Sedimentation befand sich näher am Tethys-Ozean, be-

dingt durch die initiale Transgression der Unterkreide aus
dieser Richtung. Im Berrias und Valangin dominierten die Te-
thys-Einflüsse, im Hauterive und Barreme-Mittelalb sind da-
gegen entscheidende Beeinflussungen den von Westen und
Nordwesten eindringenden Ingressionen zuzuschreiben.

Vollständige Kreideprofile sind grundsätzlich auf diese
mittelpolnische Furche begrenzt, wo im Kujawischen Ab-
schnitt bis 600 m Mächtigkeit erreicht werden.

Charakteristisch für das Unterkreide-Becken im Flachland
Polens ist seine transgressive Entwicklung, die durch die fort-
schreitende Überlagerung mit immer jüngeren, stratigraphi-
schen Einheiten über das Neokom charakterisiert ist.

ABSTRACT

The Lower Cretaceous basin of the Polish Piain developed
within the large paleotectonical unit which was formed since
the Zechstein - during Triassic and Jurassic - on the SW-Slope
of the Pre-Vendic platform. Within this basin the Central- Po-
lish Trough developed which is genetically related to the
Tornquist-Teisseyre lineament. This zone connected several
paleogeographic provinces during the whole Mesozoic and
the Cenozoic periods: the Northern Atlantic in the NW and
W with the Western Tethys in the S and SE. The Polish part of
Lower Cretaceous Sedimentation was located closer to the
Tethys Ocean, which foUows from the direction of the initial

transgression of the Lower Cretaceous in Poland. Tethys in-
fluence dominated during the Berrias and Valanginian, howe-
ver during the Hauterivian and Barremian-Middle Aibian the
ingressions from the W and NW resulted in decisive altera-
tions.

Complete sections of the Cretaceous are limited to the Cen-
tral Polish Trough where a thickness of up to 600 m is measu-
red in the Kujawic region. The Lower Cretaceous Basin in the
Polish Piain is characterized by its transgressive tendency
which is demonstrated by the progressive onlap of younger
stratigraphical units upon the Neocomian.

I. EINLEITUNG

Dieser Beitrag stellt eine Zusammenfassung der Stratigra-
phie und Lithologie sowie der paläogeographisch-tektoni-
schen Entwicklung der Unterkreide im Polnischen Flachland
dar. Unterkreideablagerungen werden seit über 100 Jahren
intensiv untersucht. Es ist unmöglich eine vollkommene Liste

'■■) S. Marek, Instytut Geologiczny Warszawa, 01-005 Warszawa,
ul. Nowolipie 16 m 25, Polen.

der benutzten Literatur zu bringen. Ich werde mich auf die
wichtigsten Publikationen der letzten Jahre beschränken.

Zur Erforschung der Stratigraphie und der Paläogeogra-
phie der Unterkreide haben wesentlich S. Marek und
A. Raczynska beigetragen (S. Marek 1961, 1965, 1967, 1968,
1969; S. Marek & A. Raczyt^ska 1973a, b, 1979a, b, 1982;
A. Raczynska 1967, 1979) sowie J. Dembowska (J. Dem-
BowsKA 1973, 1979; J. Dembowska, & S. Marek 1975, 1976,

1979), A. WiTKOwsKi (1968) und S. CieSlinski (1959a, b.
1960).

In Süd-Polen wurde die epikontinentale Kreide von
W. MoRYC & J. Wasniowska (1965), S. Geroch, A. Jedno
ROWSKA & W. MoRYC (1972) erforscht.

Große Bedeutung für die Stratigraphie und die Sedimenta-
tionsbedingungen haben die mikrofaunistischen Untersu-

chungen von W. BlELECKA und J. SZTEJN (W. BlELECKA 1975;

W. BlELECKA & J. SzTEjN 1966; J. SzTEjN 1967, 1968, 1969a,
b, 1982; S. Marek,W. Bielecka, &J. Sztejn 1969) sowie die
mikrofloristischen Untersuchungen von J. Mamczar (1966,
1973, 1982). Sedimentologisch-petrographischen Forschun-
gen liegen von M. Harapinska-Depciuch (Archiv-Material)
vor.

II. PALÄOGEOGRAPHISCHE LAGE

Die Entwicklung des Unterkreidebeckens des Polnischen
Flachlandes erfolgte auf einer ausgedehnten jungpaläozoi-
schen-mesozoischen Einheit, die sich am südwestlichen Rand
der prävendischen Plattform und ihres Vorlandes gebildet
hatte. Innerhalb dieses Beckens erfolgte die Ausbildung einer
schmalen mittelpolnischen Sedimentationsfurche, die sich
entlang von Bruchzonen entwickelte die wiederum durch ver-
tikale Blockbewegungen (R. Dadiez, S. Marek 1969) mit
nur geringem Anteil an den Kompressionsspannungen der
Dislokations-Vertikalkomponente charakterisiert ist (R.
Dadlez).

Die mittel-polnische Furche ist genetisch mit der tektoni-
schen Teisseyre-Tornquist-Zone verbunden (J. Znosko
1969, 1975). Im Mesozoikum und Känozoikum verband
diese Zone zwei paläogeographische Provinzen: die Nordat-
lantische Provinz im Nordwesten und Westen und die
West-Tethys-Provinz im Süden und Südosten. In der Nord-
atlantischen Provinz erfolgte die Ozeanöffnung in der Unter-
kreide zwischen Iberia und Neu-Fundland sowie zwischen
Grönland und Skandinavien. In der West-Tethys-Provinz
wurde mit Ende des Jura und in der Unterkreide die im Meso-
zoikum herrschende Ozeanöffnung von einem Ozeanschlie-
ßen mit Gebirgsbildung abgelöst (R. Dadlez 1980). Das pol-
nische Unterkreidebecken befand sich näher an dem ozea-

nischen Gebiet der Tethys als des Atlantiks, daher drangen
die initialen Unterkreide-Transgressionen im Riazanian von
Südosten in das Gebiet Polens ein.

Im Berrias und Valangin dominierten im Polnischen Flach-
lande die Tethys-Einflüsse, dagegen waren im Hauterive und
Barreme-Mittelalb die Ingressionen aus dem sich in Nordwe-
sten entwickelnden Atlantischen Ozean von entscheidender
Bedeutung.

Vollständige Profile der Unterkreide sind auf die mittel-
polnische Furche begrenzt (Abb. 1-5). Im Abschnitt der
größten Subsidenz, - das heißt im Kujawy-Teil der Furche -
ist eine kontinuierliche Sedimentation der Jura- und Unter-
kreide-Bildungen zu beobachten und die Unterkreide er-
reicht hier bis 600 m Mächtigkeit (Abb. 1 ).

Außerhalb der Furche sind größere lithologisch-stratigra-
phische Reduktionen vorhanden. Das Unterkreide-Becken
des Polnischen Flachlandes ist charakterisiert durch eine
Transgression, die durch immer weiter übergreifende Lage-
rung der jüngeren Sedimente zum Ausdruck kommt.

Charakteristisch ist auch die Entwicklung eines tektoni-
schen Grabensauf dem Abhang der prävendischen Plattform,
während des Berrias-Apt (Abb. 2).

III. STRATIGRAPHIE UND LITHOLOGIE

1. BERRIAS
(Tabelle 1)

An der Jura-Kreide- Wende bildeten sich im Polnischen
Flachland wie im Germanischen und Pariser Becken brak-
kisch-lagunäre Purbeck-Becken, die zur mittelpolnischen
Furche begrenzt waren. Zu dieser Zeit entstanden Mergel und
Evaporite sowie teilweise Oolith- und Muschel-Kalksteine.

Die Jura-Kreide-Grenze (Colloque Cretace inferieur, 1963
und 1973) verläuft innerhalb der Sedimente der Purbeck-Fa-
zies (J. Kutek 1962; S. Marek 1967; W. Bielecka, J. Sztejn
1966; S. Marek, W. Bielecka, J. Sztejn 1969; W. Bielecka
1975; J. Dembowska, & S. Marek 1975, 1976, 1979;
J. Mamczar 1966, 1973, 1982). Diese Grenze verläuft unge-
fähr im Hangenden der Ostrakoden-Zone ,,E" mit folgenden
Arten: Fabanella ansata (Jones), Klieana alata (Martin)
und Mauteliana purbeckensis (Forbes) (W. Bielecka,
J. Sztejn 1966; W. Bielecka 1975).

Die überlagernden Purbeck-Ostrakoden-Zonen ,,D, C,
B" und ,,A" beweisen Unter-Berrias, das oft mit der Ober-
Wolga-Stufe korreliert wird (R. Casev 1977; A. Zeiss 1977).

Die Ostrakoden- Zonen ,,D, C, B" sind als brackisch-Iim-
nische Sulfat-Karbonate und Ton-Mergel ausgebildet, dage-
gen besteht die brackisch-marine Ostrakoden-Zone ,, A" aus
Tonsteinen und mergeligen Schiuffsteinen, höher aus sandi-
gen Kalksteinen mit Detritus von Cyrena, Solen, Cardium
und Paludina.

Neben der brackischen Ostrakode Cypridea cf. posticalis
(Jones) treten marine Ostrakoden wie Palendocytherea und
Schuleridea sowie die Foraminiferen Ammobaculites, Eogut-
tulina und Lenticitlina auf.

Die Ostrakoden-Zone ,,A" kennzeichnet die initale Rya-
zan-Meerestransgression (S. Marek 1967). Aus Vergleichen
mit dem anglo-germanischen Becken folgt, daß die Ostrako-
denzonen ,,D, C, B" und ,,A" dem oberen Teil des unteren

MÄCHTIGKEITEN DER UNTEREN KREIDE (Berrias -Mittleres Alb)

100

^•-» 3

,^ u

a '

i< ^

1 1 1

00 o 8

1 1 1 1 1 1 1

■ ■ ■ 8

Abb. 1. Mächtigkeiten der Unterkreideablagerungen (Barreme-Mittelalb). 1 = sichere Isopachyten; 2 =
vermutliche Isopachyten; 3 = Verwerfungen; 4 = primäre Barreme-Verbreitung; 5 = Gebiet der vollkom-
menen postkretazischen Erosion; 6 = Gebiet der teilweisen postkretazischen Erosion; 7 = Linie des paläo-
tektonischen Profiles; 8 = Karpatenflysch-Aufschiebung.

C-g OO

10 20 30 W 50 km

1 ■ I ■ I ' I ■ I ■ I

Abb. 2. Paläotektonischer Querschnitt der Unterkreide. 1 = Sandsteine; 2 = Tonsteine und Schluffstei-
ne; 3 = kalkige Sandsteine; 4 = Verwerfungen; Be - Berrias; W = Valangin; Wia = Platylenticeras-XJntex-
valangin; W,;, = Po/y/^fjc/'jVe.s-Untervalangin; W, = Obervalangin; H = Hauterive; Hi = Unterhauterive;
H2 - Oberhauterive; Ba-A, = Barreme-Mittelalb; A = Pagörki-Glied; B = Gopto- Glied; C = Kruszwi-
ca-Glied.

STUFE

LEITFOSSILIEN

LITHOLOGISCHE

FORMATIONEN

LiJ

OL
OL

<
1

Mogilno-F .

h—

Simhirski tes

Wioclawek-F.

Bndemoceras

CQ
O

Dichotomitos und Satjnoceras

Poiyptychi tes

Bodzan6w-F.

Platylent iceras und Weocomjites

Roqozno-F.
Kcynia-F.

«a:

ce:
bJ

z.
<

SuriCes und Eutymiceras
Riasanites und Maibosiceras

C Ostracoden
D

_i
o

ce:
O

E
— Ostracoden
F

Tabelle 1.
Stratigraphisches Profil der Unterkreide im polnischen Flachland.

Purbecks und dem mittleren Purbeck Englands sowie dem
oberen Teil der Münder-Mergel-Formation Deutschlands
entsprechen. Diese stratigraphische Einstufung des Purbecks
im Polnischen Flachland bestätigen die palynologischen Un-
tersuchungen. Nach J. Mamczar (1966, 1982) war die herr-
schende Pflanzengruppe im Purbeck die Cheirolepidaceae
(z. T. bis 87%). Wesentlichen Anteil an den Pflanzengemein-
schaften hatten auch Nadelbäume mit den Familien Taxodia-
ceae-Cupressaceae sowie Pinaceae-Podocarpaceae; außerdem
waren auch FiHcales mit der Familie Gleicheniaceae vertreten.

Sedimente der Purbeck-Fazies erreichen eine Mächtigkeit
bis 100 m wobei auf die Ostrakodenzone ,,A" 30 m entfallen.

Ober-Berrias - die Ryazan-Stufe ist gut mit Ammoni-
ten belegt, die eine Einteilung dieser Stufe in die Schichten mit
Riasanites und Malbosiceras (unten) und in die Schichten mit
Surites und Euthymiceras (oben) erlauben (S. Marek,
A. R,-\CZYNSKA 1979a, b, 1982).

Schichten mit Riasanites und Malbosiceras: sandige
Schiuffsteine, Sandsteine und sandige Kalke mit Riasanites
riasanensis (Wenetzky) Lahusen, Praetollta cf. rnaynei
Späth, Subcraspedites sp. div., Malbosiceras cf. malbosi
(Pictet), Retowskiceras cf. andrussovi (Retowski), Pictetice-
ras cf. picteti (Jacob), Picteticeras cf. jauberti (Mazenot)
und andere.

Schichten mit Surites und Euthymiceras: (Tonsteine,
Schluffsteine mit sandig-sideritischen Einlagerungen und
Sphärosideriten) mit: Surites cf. spasskensis (Nikitin), Suri-
tes cf. subtzikwinianus (Bogoslowski), Extemiceras sp.,
Suba-aspedites sp. sp., Riasanites sp., Neocosmoceras cf.
sayni (Simionescu), Euthymiceras cf. euthymi (Pictet), TVeo-
cosmoceras cf. platycostatum (Sayn), Neocosmoceras flabelli-
forme (Hegarat), Faunella sp. cf. boissien (Pictet) und
Berriasella sp.

Die erwähnten Ammoniten vertreten hauptsächlich süd-
und mittelrussische Arten und nur untergeordnet nordrussi-
sche.

In der Ryazan-Stufe treten auch reichlich Lamellibranchia-
ten auf, vor allem Exogyra sinuata (Sowerby) sowie Forami-
niferen und Ostrakoden. Unter den Foraminiferen herrschen
die kalkschaligen Gattungen Lenticulina, Vaginulinopsis,
Reinholdella, Trocholina, Citharina und Epistomina vor,
weniger zahlreich sind die agglutinierenden Formen: Ha-
plophragmoides, Trochammina und Reophax. Ostrakoden
sind mit den Gattungen Protocythere , Schulendea, Cyther-
ella und Paranotacythere vertreten.

Mikrofloristische Untersuchungen konnten nachweisen,
daß an der Wende der Purbeck-Fazies zu den marinen Sedi-
menten der Ryazan-Stufe ein plötzliches Verschwinden der
Familie Cheirolepidaceae erfolgte und eine Entwicklung der
Nadelbäume-Coniferales der Familien Taxodiaceae-Taxa-
ceae-Cupressaceae (bis 50%) und der Familien Pinaceae-Po-
docarpaceae (bis 8%) einsetzte. Zu beobachten ist ein hoher
Anteil an Farnen vor allem der Familie Gleicheniaceae (bis
317c), dagegen traten Schachtelhalme (Equisetales) und Bär-
lappgewächse (Lycopodiales) zurück. Nach J. Mamczar
(1966, 1973, 1982) weist der Sporen- und Pollenkomplex auf
eine größere Feuchtigkeit in der Ryazan-Stufe als im Purbeck
hin.

Die Mächtigkeit des ganzen Berrias erreicht 160 m, des ma-
rinen Anteils 60 m.

2. VALANGIN

Das Unter- Valangin ist im Polnischen Flachland in die
Platylenticerasschichten (unten) und die Polyptychites-
Schichten (oben) unterteilt.

Platylenticeras-'Sic\\ichx.tx\ bilden eine Kontinuität zur ma-
rinen Ryazan-Stufe. Es sind vor allem Tonsteine, unterge-
ordnet Schluffsteine, im Randgebiet sandige Sedimente mit
Sideriteinlagerungen ausgebildet mit vereinzelten Ammoni-
ten Platylenticeras (PI.) heteropleurum postrum (Koenen),
Platylenticeras (PI.) gevrilianum gevrilianum (d'Orbign\'),
Platylenticeras (Tolypeceras) marcoisianum mflatum (Koe-
nen), Neocomttes neocomiensis (d'Orbigny), Neocomites
neocomiensis var. premolica (Say'n), Polyptichites sp. cf.
gravidus (Koenen) sowie Belemniten Oxyteuthis primus

BtASZKIEW'ICZ.

Lamellibranchiaten sind vertreten durch zahlreiche Exo-
gyra sinuata (Sowerby); auch die Mikrofauna ist reich. Unter
den Foraminiferen herrschen agglutinierende Formen: Tro-
chammina, Glomospirella, Vemeuillinoides, Haplophrag-
moides, Reophax und Ammobaculites. Untergeordnet treten
auch kalkschalige Foraminiferen auf wie Lenticulina, Astaco-
lus, Saracenaria, Citharina, Reinholdella, Trocholina, Epi-
stomina, Spirilina, Eoguttulina, Globulina und Vaginulinop-
sis. Ostrakoden sind spärlich mit Protocythere, Schuleridea
und Paranotacythere vertreten. Die Platylenticeras-ScWich-
ten erreichen eine maximale Mächtigkeit von 60 m.

Polyptychites-Schichten weisen im zentralen Beckenteil
eine lithologische Dreiteilung auf. Den mittleren Profilteil
bilden limnische, graue Sandsteine, meistens feinkörnige mit
mittel- und grobkörnigen Sandsteineinlagerungen mit reich-
lich inkohltem Pflanzendetritus und tonig-kohligen Linsen
mit Muskowit. Dagegen den unteren und oberen Profilteil
bilden feingebankte, marine Tone und Schluffsteine mit Ei-

senkonkretionen. Im unteren Profilteil wurden vereinzelt
Bruchstücke der Ammonitengattung Polyptychites und der
Ostrakodengattung Dolocythendea gefunden. Außerhalb
des Beckenzentrums in West-Polen bilden die Polyptychi-
fej-Schichten vorwiegend Sandsteine mit Zwischenlagen von
Rhizoiden-Schluffsteinen, die auf eine Sumpfsedimentation
hinweisen. Die stratigraphische Lage der ausgesonderten Po-
lyptychites -Sc\nc\\x.en zeigt ihre Lage oberhalb der Platylenti-
ceraj-Schichten und unterhalb des Obervalangin. Die maxi-
male Mächtigkeit der Polyptychites-Schichten beträgt ca.
120-150 m.

Das Ober- Valanging (Schichten mit Dichotomites
und Saynoceras) zeigt eine neue marine Ingression. Im zen-
tralen Beckenteil bilden sich im Ober-Valangin graue und
aschgraue Tonsteine, Schiuffsteine mit Sandsteineinlagerun-
gen, ziemlich häufig sind sandig-dolomitisch-sideritische
Zwischenlagen mit Kalzit- und Eisenoolithen. Die Ammoni-
tenführung ist gut: Dichotomites bidichotomus (Leymerie),
Dichotomites cf. biscissus (Koenen), Dichotomites cf. pet-
schorensis (Bogosiowski), Polyptychites cf. ramulicostatus
(PAWtow), Polyptychites cf. michalskii (BoGOStowsKi), Polyp-
tychites nucleus (Roemer), Polyptychites cf. ascendens Koe-
nen, Neocraspedites complanatus (Koenen), Saynoceras ver-
rucosum (d'Orbigny), Leopoldia sp. cf. hiassalensis (Kara-
kasch), Astieria bachelardi Sayn, Neocomites biformis Say'n,
Bochianites neocomiensis (d'Orbigny) u. a.

Unter den Lamellibranchiaten treten zahlreich auf: Pano-
pea cf. gurgitis (Brogniart), Grammatodon cf. securis
(d'Orbigny) und Arten der Gattungen Corbula, Gervillea,
Trigonia, ChLimys sowie Ostrea.

Im südöstlichen Teil des Polnischen Flachlandes besteht
das Ober-Valangin, das dort das älteste Glied der Unterkreide
darstellt, hauptsächlich aus mergeligen und kalkigen oolith-
eisenhaltigen und detritischen Gesteinen.

Außer Lamellibranchiaten ist in diesen Sedimenten auch
Schalenschutt von Brachiopoden, Ammoniten, Bryozoen
und Würmern festzustellen. Epikontinentale tonig-sandige
Sedimente von wahrscheinlichem Ober-Valangin-Alter wur-
den unter dem aufgeschobenen Karpaten-Flysch festgestellt
(S. Geroch, A. Jednorowska, W. Moryc 1972).

In den Schichten mit D;c/)ofo??7zfes und Saynoceras kommt
eine reiche Mikrofauna vor. Außer den agglutinierenden Fo-
raminiferen Glomospirella, Ammodiscus und Haplophrag-
moides finden sich häufiger kalkschaligeForaminiferen: Len-
ticulina, Citharina, Marginulina, Saracenaria, Epistomma,
Remholdella und Planispirillma.

Zu betonen ist das Erscheinen neuer Ostrakodenarten der
Gattungen: Stravia, Haplocytheridea, Schuleridea, Protocy-
there, Cytherelloidea, Cytherella, Euryitycythere und Dolo-
cythendea. Die maximale Mächtigkeit des Ober-Valangin im
Polnischen Flachland beträgt 30-50 m.

Die Pflanzendecke im Valangin unterlag im Vergleich mit
dem Berrias keinen wesentlichen Änderungen. Die herr-
schenden Pflanzengruppen sind weiter die Nadelbäume mit
den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 50%);
zu beobachten ist ein wenig größerer Anteil der Familien Pi-
naceae-Podocarpaceae sowie auch ein weiteres Auftreten der
Farne, vorwiegend der Familie Gleicheniaceae. Das zeugt für
ein wärmeres und noch feuchteres Klima als im Berrias.

3. HAUTERIVE

Das Unter-Hauterive ist deutlich transgressiv; im zen-
tralen Beckenteil bildeten sich dunkle Tonsteine oder Schluff-
steine, zuweilen sandig mit Zwischenlagen von grauen Ton-
steinen und Sideriten. Im oberen Profilteil sind die Sedimente
sandiger und enthalten stellenweise Anhäufungen von Ei-
senoolithen. Im südöstlichen Beckenteil des Polnischen
Flachlandes sind Zwischenlagen von kalkig-sideritischen
Sandsteinen mit Eisenoolithen von großer Bedeutung. Ver-
einzelte Ammoniten vertreten durch die Arten: Endemoceras
cf. amblygonium (Neumeyer et Uhlig), Endemoceras äff.
enode Thiermann, Endemoceras sp. (ex gr. noricum-enode)
und Endemoceras sp. (S. Marek 1961, 1968, 1969; A. Rac-

ZYNSKA 1979).

Reich sind auch Lamellibranchiaten und Gastropoden ver-
treten, unter anderen Panopea cf. gurgitis (Brogniart),
Grammatodon securis (d'Orbigny) und Arten der Gattungen
Corbula, Pholadomya und Natica sp.

In der Mikrofauna herrschen kalkschalige Foraminiferen:

Lenticulina, Vaginulinopsis, Epistomina, Marginulina und
Citharina. Agglutinierende Foraminiferen sind vertreten
durch die Gattungen: Haplophragmoides, Ammobaculites,
Trochammina und Glomospirella. Ostracoden mit den Gat-
tungen Haplocytheridea, Mandocythere, Schuleridea, Stilli-
na, Paranotacythere, Euryitycythere und Cytherelloidea.

Charakteristisch für das Unter-Hauterive sind: Epistomma
caracolla caracolla (Roemer), Marginulina pyramidalis
(Koch) und Schuleridea äff. lamplughi (Neale).

Das Unter-Hauterive erreicht eine maximale Mächtigkeit
bis zu 50 m.

Das Ober-Hauteri ve ist zweigeteilt. Den unteren
Komplex bilden feinkörnige bis grobkörnige, graue Sandstei-
ne, teilweise dolomitische und sideritisch, mit Anhäufungen
von Goethit-Chamosit-Oolithen. Die Mächtigkeit dieses
Komplexes beträgt bis zu 45 m.

In diesen Sedimenten wurden nur agglutinierende Forami-
niferen der Gattungen Glomospirella, Reophax und Vemeu-
illinoides nachgewiesen.

Den oberen Komplex bilden wieder Tonsteine und dunkle
Schiuffsteine mit reichlich Pyrit. Im zentralen Beckenteil
kommen Anhäufungen von Dolomit-Siderit-Chamosit-
Oolitherzen vor. Ein großer Teil dieser Sedimente kann mit
vereinzelten Simbirskites (Craspetodiscus) gottschei (Koe-
nen) und Simbirskites (Crasp.) sp. (A. Raczyivjska 1979) ein-
gestuft werden. Außerdem tritt hier eine charakteristische
Foraminiferen-Gemeinschaft auf, mit den Gattungen Tro-
chammina, Trocholina, Psammosphera, Reophax, Lage-
nammina, Glomospirella und Textularia.

Die Sedimente des oberen Hauterive erreichen eine maxi-
male Mächtigkeit bis zu 80 m.

In der Pflanzengemeinschaft ist im Hauterive eine Zu-
nahme der Nadelbäume besonders mit der Familie Taxodia-
ceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 69%) zu beobachten; unter
den Farnen hat die Familie Gleicheniaceae den größten An-
teil. Die Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes und
feuchtes Klima hin.

4. BARREME - MITTELALB

Die auf dem Hauterive und unter dem Oberalb liegenden,
überwiegend sandigen Sedimente, wurden als Mogilno-For-
mation ausgeschieden, die in drei Glieder eingeteilt wurde:
Pagörki-Goplo- und Kruszwica-Glied (A. Raczi-nska 1979).

Das Pagörki-Glied, dem ein Barreme-Alter zuge-
schrieben wurde, bilden feinkörnige, weiße Sandsteine, oft
mit Kaolinit-Zement ohne Glaukonit und Makrofauna, stel-
lenweise nur mit mkohltem Pflanzendetritus. In tonigen Zwi-
schenlagen findet man agglutinierende Foraminiferen wie
Ammohaculites und Reophax.

Im Barreme ist eine wesentliche Änderung in der Pflanzen-
decke zu beobachten. Die bis zum Hauterive herrschenden
Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cu-
pressaceae haben nunmehr einen wesentlich geringeren Anteil
bei gleichzeitiger Zunahme der Familien Pinaceae-Podocar-
paceae. Unter den Farnen ist die Abnahme der Familie Glei-
cheniaceae zugunsten anderer Familien der Filicales anzu-
merken. Einen geringen Anteil in der Pflanzengemeinschaft
haben auch Schachtelhalme (Equisetales) und Bärlapp-Ge-
wächse (Lycopodiales). Diese Pflanzengemeinschaft weist
auf ein warmes Klima, jedoch wesentlich trockener als im
Hauterive.

Das Pagörki-Glied (Barreme) erreicht eine maximale
Mächtigkeit von 50-75 m.

Das Goplo-Glied, für das Apt angenommen wird, bil-
den Tonsteine, sandige Schiuffsteine und dunkelgraue Sand-
steine mit Glaukonit, manchmal mit Zwischenlagen von ei-
senhaltigen Oolithen und Chamosit-Erzen. In der Warsza-
wa-Mulde wurden unbestimmbare Ammoniten gefunden
(S. Marek 1968).

Die Mikrofauna wird vertreten vor allem durch agglutinie-
rende Foraminiferen: Reophax, Vemeuillinoides, Haploph-
ragmoides und Tritaxia. Unter den kalkschaligen Forammi-
feren herrschen Arten der Gattungen Margmulina, Lenticti-
lina, Astacolus, Paleomi und Trocholina vor; vereinzelt fin-
det man auch Ostrakoden Cypridea.

In der Pflanzengemeinschaft ist wiederum eine Änderung
bemerkbar. Die Nadelbäume der Familien Taxodiaceae-Ta-
xaceae-Cupressaceae treten zurück (nur 29%) ebenso die Fa-
milien Pinaceae-Podocarpaceae (bis 8%). Unter den Farnen -
Filicales ist wieder eine Zunahme der Familie Gleicheniaceae
anzumerken mit gleichzeitiger Entfaltung anderer Familien
der Filicales und Lyopodiales (bis 26%); die Schachtelhalme -
Equisetales haben geringen Anteil. Diese Pflanzengemein-
schaft zeigt eine Zunahme der Klimafeuchtigkeit an.

Das Goplo-Glied (Apt) erreicht eine Mächtigkeit von
40-50 m.

Das Kruszwica-Glied, bestimmt als Unter- und
Mirtelalb, bilden feinkörnige, graue, kalkfreie Sandsteine mit
Glaukonit; im Liegenden und Hangenden oft grobkörnig und
konglomerathaltig. Reichlich findet man inkohlten und pyri-
tisierten Pflanzendetritus und in vereinzelten Tonzwischen-
lagen geringe Mengen von Foraminiferen der Gattungen
Quinqueloculina, Bullopora, Lenticulina und Miliospirella.
Das Kruszwica-Glied wird nach oben mit sandigen Mergeln
mit Phosphoriten abgeschlossen, die Aucellinen und Belem-
niten des Oberalb enthalten (S. CieSliNski 1959a, b, 1960).

Die maximale Mächtigkeit des Kruszwica-Glieds beträgt

100 m. Für die ganze Mogilno-Formation (Barreme-Mittel-
alb) kann 150-220 m Mächtigkeit angegeben werden.

IV. SEDIMENTATIONSGESCHICHTE UND
PALÄOGEOGRAPHISCHE ENTWICKLUNG

Das sich im Ober-Wolga und im Unter-Berrias ausgebil-
dete relikthafte Purbeck-Becken ist zur mittelpolnischen
Furche hin begrenzt.

Zu Beginn der Ryazan-Stufe wurde das Binnen-Bek-
ken in ein brackisch-marines Becken (Ostrakoden-Zone
,,A") und danach in ein marines Becken mit terrigenen Ein-
schüttungen umgestaltet. Anfänglich sind es sandig-karbona-
tische Bildungen und danach mehr tonig-schluffige Sedimen-
te. Die Ammoniten sind vertreten, vor allem südliche Arten,
unter anderen die Gattungen Fauriella, Malbosiceras, Eu-
thymiceras, Neocosmoceras, Picteticeras, Berriasella und Re-
towskiceras sowie mittelrussische Arten der Gattung Riasa-
nites. Hierin liegt ein Beweis, daß die Initialtransgression des
Ryazan-Meeres nach Polen von Südosten, also aus der
West-Tethys eingedrungen ist. Nur die Gattungen Surites,
Subcraspedites, Extermceras und Praetollia zeugen für Mee-
reseinflüsse aus Nordwesten vom Nordatlantik.

Im Unter-Valangin (PlatylenticerasScW\c\\ten) folgt
kontinuierlich die mit dem Ryazan-Meer begonnene Sedi-
mentation. Das Meer erweiterte seinen Bereich vor allem nach
Nordpolen (Abb. 3); es entstanden dunkle Tonsteine und

Schiuffsteine mit Siderit. Ammoniten der Gattungen Platy-
lenticeras und Neocomites sowie Belemniten Oxyteuthis
weisen auf eine Verbindung des polnischen Beckens mit den
Provinzen der Tethys und des Atlantiks (Anglo-Germani-
sches Becken) hin.

Im späteren Unter-Valangin (Polyptychites-Schich-
ten) erweitert das Meer wiederum seinen Bereich im Ver-
gleich mit den Platylenticeras-Schichten. Es ist jedoch eine
Verflachung und teilweise Aussüßung des Beckens zu beob-
achten, worauf sandige Sedimente und sumpfig-schluffige
Einlagerungen mit Rhizoiden und Holzstücken hinweisen.
Zeitweilig überwogen die zufließenden Süßwässer. Eine
Moorsedimentation konnte sich in den seichten Beckenteilen
entwickeln, vorübergehend von ausgedehnten Wattgebieten
abgelöst.

In der Ryazan-Stufe und im Unter-Valangin wurde das ter-
rigene Material in das Sedimentationsbecken vorwiegend vom
Norden zugeführt (Abb. 3, 4).

Im Ober-Valangin wiederholt sich eine Dominanz des
marinen Einflusses. In den Randzonen ist ein Übergreifen der
transgressiven Bildungen bemerkbar, die mittelpolnische

BERRIAS - UNTER VALÄNGIN (Platylenticeras-Schichten)

rslarew \

Bio^Jystok I

^ 3
4) ^

^ 6
/^8

CM
■ 1

o
1 1

IC 00

1 1 1 1

—10

Abb. 3. Paläofazies für die Zeitspanne Berrias bis Platylenticerai-UntervAangm. 1 = Tonsteine und
Schiuffsteine im unteren Teil mit sandigen Kalken. 2 = Tonsteine und sandige Schiuffsteine; 3 = schluf-
fig-sandige Kalksteine; 4 = Ammoniten; 5 = gegenwärtige Verbreitung des /'to;y/en«cer<js-Untervalangin;
6 = gegenwärtige Berrias-Verbreitung; 7 = Gebiet der postkretazischen Erosion; 8 = primäre Verbrei-
tung des Festlandes im Untervalangin; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Karpatenflysch-Auf-
schiebung.

Furche wird überschritten (Abb. 5). In dieser Zeit sedimen-
tierten dunkle, zuweilen dolomit-sideritische Tonsteine und
Schiuffsteine. Im südöstlichen Teil des polnischen Beckens
wurden diese Sedimente durch oft oolithe und organo-detriti-
sche Kalksteine und Mergel vertreten. Gegen Ende des
Ober-Valangin erfolgte in Westpolen eine kurzdauernde
Meeresregression sowie eine allgemeine Beckenverflachung.
Die Ammoniten der Gattungen Dichotomites, Polyptychites,
Neocraspedites, Saynoceras, Astieria, Bochianites, Leopoldia
und Neocomites beweisen eine andauernde Verbindung des
polnischen Beckens mit der Tethys sowie Einflüsse aus den
mittelrussischen und anglo-germanischen Meeresbecken.

Zu betonen ist, daß das Klima im Valangin wesentlich
wärmer und feuchter war als im Berrias.

Im Unter-Hauterive sedimentierten allgemein dunkle,
tonigschluffige Ablagerungen mit der größten Ausdehnung
im Neokom. Das Übergreifen der Unter-Hauterive-Sedi-
mente beweist einen erneuten transgressiven Vorstoß. Am-
moniten der Gattung Endemoceras zeugen nunmehr für ei-
nen entscheidenden Einfluß aus dem anglo-germanischen
Meer.

Den Anfang des Ober-Hauterive kennzeichnet eine
erneute Beckenverflachung, Erosion am Beckenrand und

UNTER VALANGIN - Polyptychites Schichten

Abb. 4. Paläofazies-Typen des Polyptychites-lJnterviLhnf^m. 1 = Tonsteine und sandige Schiuffsteine;
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine teilweise mit Rhizoiden; 4 = kalkige Sandsteine;
5 = Ammoniten; 6 = gegenwartige Verbreitung des Po/i'jO/rc/wfes-Untervalangin; 7 = Gebiete der post-
kretazischen Erosion; 8 = primäre Land-Verbreitung; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Kar-
patenflysch- Aufschiebung.

großer Antransport von Sandmaterial. Hier überwiegen
Sandsteine mit Einlagerungen von Oolith-Goethit-Chamo-
sit-Erzen.

Im jüngeren Ober-Hauterive ist eine Änderung der
Sedimentationsbedingungen zu beobachten; es bilden sich
dunkle tonig-schluffige Sedimente. Gegen das Ende des Hau-
terives steigt der Gehalt an terrigenem Material und örtlich
kommt es zu der Konzentration von Eisenoolitherzen. Ver-
einzelte Ammoniten der Gattung Simbirskites weisen auf
Meereseinflüsse aus Nordwesten, vom anglo-germanischen
Becken hin.

Das Klima war feuchter und wärmer als im Valangin.

Im Barreme beginnt ein neuer Sedimentationszyklus der
Unterkreide (Abb. 2). Zu dieser Zeit entstehen Kaolinitsand-
steine mit Pflanzenresten. Dieses sandige Glied zeugt für eine
erhebliche Aussüßung und eine Einengung des Beckens. Das

Klima war im Barreme weiterhin warm, jedoch trockener als
im Hauterive.

Das Apt wird durch tonig-schluffig-sandige Sedimente
mit Glaukonit gebildet, und zeigt eine erneute Meerestrans-
gression und Beckenvertiefung. Das warme Klima ist wieder
feuchter geworden.

Im Unter- und Mittel-Alb erweiterte sich die Meeres-
transgression. Es hatte sich ein seichtes Sedimentationsbek-
ken gebildet in dem glaukonitische Sandsteine abgesetzt wur-
den. Diese Bildungen greifen über alle älteren Glieder der Un-
terkreide hinweg.

Das Meeresbecken im Polnischen Flachland wies in der
Unterkreide eine expansive Entwicklung auf, die sich in der
jeweiligen übergreifenden Lagerung der jeweils stratigra-
phisch jüngeren Glieder ausprägt.

OBER VALANGIN-HAUTERIVE

10
11

Abb. 5. Paläofazies-Typen für die Zeitspanne Obervalangin-Hauterive. 1 = Tonsteine und Schiuffsteine;
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine; 4 = Kalksteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige
Verbreitung des Obervalangin; 7 = gegenwärtige Verbreitung des Hauterive; 8 = Gebiet der posti<retazi-
schen Erosion; 9 = primäre Land-Verbreitung im Hauterive; 10 = Verbreitung der Lithofaziesfelder;
11 = Karpatenflysch-Aufschiebung.
Text zur Arbeit MAREK

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Zitteliana

65-95

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

The Mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish
Uplands (marginal part of the Central European Basin)

By
RYSZARD MARCINOWSKI & ANDRZEJ RADWANSKI')

With 6 text figures, 8 plates and 1 table

ABSTRACT

The Central Polish Uplands belonged to the south-eastern
marginal parts of the Central European Basin during the
mid-Cretaceous transgression. The topography of the Kim-
merian tilted Substrate controlled not only the transgressing
sea but also the extent of the shoreline and the paleoenviron-
ments of the mostly sublittoral successions. The transgressive
deposits from the Middle Albian eodentatus Subzone until
the Late Turonian Inoceramus costellatus Zone reflect the
gradual filling of the basins and the effects of synsedimentary
movements: either regional block-faulting (Cracow Upland
in the southern part of the Polish Jura) or a continous uplift of

submarine sweils (Polish Jura Swell, Annopol Swell). Four
pulses can be recognized within the mid-Cretaceous trans-
gressive sequence. None of them is truly regressive, but all are
particular episodes of one transgressive cycle. Abundant fau-
nas particularly in phosphatic beds allow paleobiogeographi-
ca! and environmental conclusions with a special contribution
to the phosphorite beds of Annopol-on-Vistula. Boreal and
Tethyan affinities in the ammonite faunas are briefly discus-
sed with some remarks on the extents of the two bioprovin-
ces.

KURZFASSUNG

Das polnische Mittelgebirge gehörte zur Zeit der Mittel-
kreide-Transgression zum südöstlichen Randbereich des zen-
traleuropäischen Beckens. Die Topographie des jungkimme-
risch verstellten jurassischen Untergrundes kontrollierte
nicht nur den Ablauf der Transgression, sondern auch die
Entwicklung der Küstenlinien und die Abfolge der überwie-
gend sublitoralen Sedimentation. Die transgressiven Ablage-
rungen von der eodentatus Subzone des mittleren Albs an bis
zur Inoceramus costellatus Zone des obersten Turon spiegeln
die allmähliche Auffüllung der Becken und die Auswirkungen
der synsedimentären tektonischen Bewegungen wider: es
sind teils regionale Bruchtektonik (Krakauer Hügelland im

südlichen Teil des polnischen Jura), teils ein allmählicher Auf-
stieg submariner Schwellen (Polnische Jura Schwelle, Anno-
pol-Schwelle). Es sind vier Phasen innerhalb der Mittelkrei-
de-Transgression erkennbar; keine davon ist wirklich regres-
siv, sondern sie gehören einem transgressiven Zyklus an.
Die reichen Faunen aus den Phosporiten ermöglichen detail-
lierte Aussagen zur Ökologie und zur Genese der
Phosphoritvorkommen von Annopol/Weichsel. Anhand der
Ammonitenfaunen werden die paläobiogeographischen Be-
ziehungen zwischen borealer und Tethys-Faunenprovinz
und die Einflüsse beider FaunenprovLnzen auf das zentraleu-
ropäische Becken diskutiert.

INTRODUCTION

The area of the Central Polish Uplands belongs to the
south-eastern marginal parts of the Central European Basin.
This marginal nature resulted from an elevated zone along the
northem outskirts of the Alpino-Carpathian geosyncline. In

R. MARCINOWSKI, A. Radwanski, Institute ofGeology, Univer-
sity of Warsaw, AI. Zwirki-i-Wigury 93, PL-02-089 Warszawa,
Poland.

Poland this zone has commonly been regarded as a more or
less hypothetical meta-Carpathian arch. During Mesozoic
time it temporarily separated the Carpathian flysch geosyn-
cline from the epicontinental basins to the north. In the Early
Albian parts of the meta-Carpathian arch had been uplifted,
supplying coarse clastic material both to the south (towards
the Carpathian flysch geosyncline) and to the north (onto the
Central Poland Uplands area). The mid-Cretaceous trans-

gressive sequence has thus a primarily clastic character. It lies
with a stratigraphic gap on the pre-Albian land topography.
On the other hand, the morphology of the meta-Carpathian
arch mostly resulted from the New-Kimmerian epeirogene-
sis, which was responsible both for the tectonic tut (in the
ränge of a few degrees) and the erosion of the Upper Jurassic
sequence completed by the Tithonian (Volgian) decHne (Ku-
TEK & Zeiss 1974). Consequently the investigated mid-Creta-
ceous sequence, regardless the Neocomian sedimentary epi-
sode funher to the north, rests upon eroded Oxfordian or
Kimmeridgian Substrate in most of the Central Polish
Uplands area.

The mid-Cretaceous sequence exposed in many exposures
in the Central Polish Uplands embraced the time interval
from the Middle and Upper Albian to the Upper Turonian.
Its deposition took place within the paleogeographic frames
of the Central European Basin. It was basically controlled by
the geotectonic development and subsidence of the Danish-
Polish Trough to which the majority of the Polish territories
(except the Carpathian geosyncline) have belonged during the
post-Variscan (Alpine) tectogenic cycle.

GEOTECTONIC SETTING AND FORMATION
OF THE CENTRAL POLISH UPLANDS

The development of the Danish-Polish Trough started in
early post-Variscan time. Little is known of its Variscan Sub-
strate which has been deeply subsided and covered by a
6-8 km thick series of deposits, and therefore it is rarely rea-
ched by boreholes. The trough itself was filled by a complete
sequence of Permian (mostly Zechstein) to uppermost Creta-
ceous deposits. The thickness is greatest along a rather narrow
Zone which signifies the axis of the trough: Zechstein over
1000 m, Triassic over 2000 m, Jurassic over 2000 m, Lower
Cretaceous (Neocomian) over 500 m, and Middle and Upper
Cretaceous over 2000 m. The Danish-Pohsh Trough - esta-
blished along the south-western margin of the Fenno-Sarma-
tian Shield (the Hast European Platform) - represents a peri-
cratonic zone of the aulacogen type (Kutek & Glazek 1972;
Radwanski 1975; Ziegler 1975). Its sedimentary sequence
was mostly marine, and was laid down under shallow sublit-
toral and neritic conditions. The marine intervals were inter-
fingering with a few nonmarine series developed during the
regressive phases connected with the Old- and New-Kimme-
rian epeirogenesis. The latter resulted in termination of the
Upper Jurassic marine cycle with the Purbeck and Weald se-
ries.

The axis of the Danish-Polish Trough parallels the south-
western margin of the Fenno-Sarmatian Shield, and reflects a
Zone of deeper fractures, supposedly of ritt character, both in
the Earth crust and in the upper mantle (Guterch 1968,
1977). A tectonic uplift along this strongly subsiding axis took
place in the Maestrichtian (Laramide phase of the Alpine cyc-
le), resulting in the formation of the Mid-Polish AnticUno-
rium which divided the trough into the Szczecin-Lodz-Mie-
chow Synclinorium, and the Danish-Polish (Gdansk-Wars-
zawa-Lublin) Synclinorium, or Border Synclinorium (Kutek
& Glazek 1972), for it borders the Fenno-Sarmatian Shield.
In this synclinorial zone, comprising the Danish Embayment
area sensu Larsen (1966), the regressive seacontinued aslate
as the Upper Danian (Hansen 1970); the stage is represented
by marine deposits in this zone, both in Denmark and in Po-
land. The elevated zone of the Mid-Polish Anticlinorium cor-
responds in Denmark to the Ringkobing-Fyn-High (Larsen
1966; Christensen 1976).

The direction of the axis of the Mid-Polish Anticlinorium
determines only the zone of maximum subsidence of the ba-

sin, whilst the facies distribution and paleogeographic trends
during the Mesozoic marine invasions were controlled by a la-
titudinal direction of the Central European Basin. This is cle-
arly shown by successive, eastwardly extending transgres-
sions of the Zechstein, Triassic (Rot-Muschelkalk), Lower
Jurassic (Pliensbachian and Lower Toarcian only), Middle
and Upper Jurassic, Neocomian (Valanginian and Hauteri-
vian), and finally of the Albian/Cenomanian tili the Danian.
The southward extent of some deposits seems to have been
controlled by that very direction, e. g. in Liassic alluvial or in-
tertidal series, Neocomian transgression, and (Kutek & Gla-
zek 1972, fig. 12) in the first stages of the Albian transgres-
sion.

The Holy Gross Mts belong also to the axial zone of the
Danish-Polish Trough. Their Variscan core has been exposed
by erosion which followed their maximal uplift. This latter
has been caused not only by the Laramide uplift of the Mid-
Polish Anticlinorium, - which was insufficient to expose the
Variscan series for at least ca. 3 km of Mesozoic deposits had
to be removed, - but also by another uplift, the circum-Car-
pathian one. The intersection of the two uplift zones resulted
in successive processes of elevation and degradation that fi-
nally led to the denudation of Paleozoic basement of the Holy
Gross Mts. The restored cross-sections through the Holy
Gross region during Mesozoic time (Kutek & Glazek 1972,
figs. 5 and 6) evidently show that neither a land nor a subma-
rine ridge existed at that time: the Variscan orogenic belt of
the Holy Gross Mts had strongly been subducted along the
Danish-Polish Trough.

The uplift of the circum-Carpathian zone at the northern
margin of the Fore-Carpathian Miocene Depression was an
isostatic response to the subsidence of the Depression. This
uplift is responsible for the formation of the Central Polish
Uplands, a hilly belt that repeats the outline of the Garpa-
thians and their foredeep (fig. 1). The zone of the Central Po-
lish Uplands embraces from the west successively: Upper Si-
lesia, Polish Jura (with Cracow Upland as its southernmost
part), Miechow Upland, Holy Gross Mts, and finally the Lu-
bün Upland situated at the eastern end of the zone.

Due to the Laramide uplift and the subsequent erosion, the
mid-Cretaceous transgressive deposits appeared at the surface
along the Central Polish Uplands. The numerous exposures

\ ^WÄRSAW
>^POLlSH((y> Xv

KIELCEO HCMVI^ tb 'VOC^

INNER-SUDETIC
BASIN

-NYSA '",
GRABEN ^

>OUBCZYCE KATOWICE ^ öMIECHO^^^CARPATH I AN

US «^CRACCW

DEPRESSION

-TATRA MTS

Fig. 1. Tectonic sketch-map of Poland (without Quaternary and continental Tertiary cover), to show
geotectonic setting of the Central Polish Uplands; areas of Cretaceous deposits under the Quaternary and
Continental Tertiary cover are stippled; axial zones of the main Laramide tectonic units are indicated.
Within the Central Polish Uplands indicated are: US - Upper Silesia, PJ - Polish Jura; CU - Cracow
Upland (southernmost part of the Polish Jura); MU -Miechow Upland; HCM -Holy Cross Mountains;
LU - Lublin Upland.

Within the Fore-Carpathian Depression, its southern margin is delimited by the Carpathian overthursts,
whilst the northern margin is taken as the extent of shoreline of the Middle Miocene (Badenian) sea.
Broken lines labelled FS Shield indicate a generalized outline of stähle margins of the Fenno-Sarmatian
Shield ("Tornquist Line"), seismically recognizable within the basement of the Danish-Polish Trough.
Abbreviated are the names of localities discussed in the text: A - Annopol-on-Vistula; B - Biala Gora near
Tomaszow; C - Mt. Chelmowa near Przedborz; S - Mt. Zajecza at Skotniki near Busko; Bs - Bystrzyca
near Lublin; L - Lebork near Gdansk.

have been investigated for a long time (Samsonowicz 1925;
Marcinowski 1974) and supplied rieh and stratigraphically
important ammonites and belemnites (pls. 4-7), other inver-
tebrates (pl. 3) and vertebrates (pl. 8). All these fossils, often
obscured by phosphatization, allow to recognize the Conden-
sed nature of the mid-Cretaceous sequence.

The Polish Jura and the Holy Gross Mts are the most re-
presentative regions. The other parts of the Central Polish
Uplands do not offer sufficient informations about the mid-
Cretaceous events : Upper Silesia has been stripped of the Cre-
taceous cover; Miechow Upland belongs to the synclinorial
Zone (Szczecin-Lodz-Miechow Synclinorium) with Upper
Cretaceous deposits still at the surface, just as well as the Lu-
blin Upland (Border Synclinorium), except of its western-
most tips (the famous exposures at Annopol-on-Vistula)
which are included into the following description of the Holy
Gross area.

The stratigraphic subdivision of the investigated mid-Gre-
taceous transgressive sequence is based on ammonites and
inoceramids (table 1; Marcinowski 1974, 1975, 1980). This
sequence ends with the Inoceramus costellatus Zone, the Up-
per boundary of which is regarded as identical with that of the
Turonian. The Inoceramus schloenbachi Zone is included
into the Coniacian (Seibertz 1979; Naidin 1981).

The mid-Cretaceous of the other parts of the Danish-Polish
Trough, north of the Central Polish Uplands, is known only
by boreholes. The transgressive deposits are developed in a
more or less similar array (Cieslinski 1976), although the
thickness of deposits is generally greater, especially along the
a.xial Zone of the trough (Kutek & Glazek 1972; Cieslinski
1976).

B
<!
H

Inoceramus costellatus

0)
H

Inoceramus lamarcki

Inoceramus lafciatus

w
ü

fl>

Sciponoceras gracile
Eucalycoceras pentagonum

Acanthoceras jukesbrovmei
Turrilites acutus
T\irrllites costatus

n
a>

Mantelllceras ex gr. dixoni
Mantelliceras saxbii
Neostlingoceras carcitanense

■a!
M

p.
ö

Stoliczkaia dispar
Mortoniceras in^latum

•ö

•H

Euhoplites lautus

Euhoplites loricatus
Hoplites dentatus

Table 1. Stratigraphic subdivision of the mid-Cretaceous transgres-
sive sequence in the Central Polish Uplands.

POLISH JURA

The Polish Jura shows the mid-Cretaceous transgressive
sequence (Marcinowski 1970, 1972, 1974; Glazek, Marci-
nowski & Wierzbowski 1971; Marcinowski & Szulczewski
1972; Marcinowski & Wierzbowski 1975; Marcinowski &
Radwanski 1979) accessible either in natural exposures (pl. 1 )
or in numerous quarries (Upper Jurassic limestones) and
sand-pits (pl. 2, fig. 1-3). The sequence is generally thinning
and wedging out to the south (fig. 4) and has its maximum in
the north.

The Upper (possibly including uppermost Middle Albian)
Albian deposits are composed of non calcareous, glauconitic
sands, locally cross-bedded (pl. 2, fig. 2a-2b), which contain
lenticular or irregulär bodies of siliceous and quartzitic sand-
stones with a specific bivalve fauna: Inoceramus concentricus
Parkinson, /. anglicus Woods, /. anglicus-crippsi m. f., and
Aucellina gryphaeoides (Sowerby). The thickness varies from
50-40 m to dependent upon the topography of the underly-
ing Upper Jurassic (figs. 2-^). The latter are mostly massive,
butten limestones in which the New-Kimmerian tilt is not
discernible.

The Genomanian is developed as marly sands and sandsto-
nes in the northem region, and coarse-grained sands or gra-
velstones in the south. In both cases, it usually contains rieh
assemblages of diverse fossils, glauconite, and phosphatic no-
dules. In the southern region (Cracow Upland) it often rests

with abrasion surfaces directly upon the Upper Jurassic; the
Jurassic limestones are bored by various rock-borers, the
marls are sculptured by gregarious burrowers (Glazek, Mar-
cinowski & Wierzbowski 1971 ; Marcinowski & Wierzbowski
1975). The thickness reaches 2 m, whereas in the north it ran-
ges from 3 to 9 m. The rieh ammonite fauna that comprises
i. a. Sciponoceras baculoide (Mantell), Hypoturrilites gra-
vesianus (d'Orbigny), H. tuberculatus (Bosc), Mariella le-
wesiensis (Späth), Turrilites costatus Lamarck, T. acutus
Passv, Scaphites obliquus (Sowerby) S. equalis Sowerby,
Hyphoplites campichei Späth, H. falcatus (Mantell),
Schloenbachia varians (Sowerby), S. coupei (Brongniart),
S. cf. lymense (Späth), Mantelliceras tuberculatum (Man-
tell), M. saxbii (Sharpe), M. ex gr. dixoni Späth, Calycoce-
ras äff. lotzei Wiedmann, Acanthoceras sp., evidences the
whole Genomanian. Its strong condensation, apart from the
often mixed faunas, obscures the zonal boundaries in some
sections. All fossils are more or less phosphatized, especially
the ammonites, whilst the non-ammonite fauna (Marci-
nowski 1974; Maczynska 1977) is often also glauconitized. In
the less Condensed sections, it has been shown that Actinoca-
max primus Arkhangelsky and yl. p/e««s (Blainville) coe-
xist inonebed(unit 2f, Glanow; see fig. 3), obviously below
the first occurrence of Inoceramus labiatus Schlotheim
(Marcinowski 1972, 1974).

Fig. 2. Diagrammatic section of the mid-Cretaceous transgressive sequence near Mokrzesz in the Polish

Jura (cf. fig. 4), to show overlapping of particular members and their relation to the Upper Jurassic Substrate

(Oxfordian butten limestones, j3Ws): Ka +2-3 - uppermost Middle or Upper Albian; Kaj- Upper Albian;

Kci_2/&3i - Lower and Middle, locally also Upper Cenomanian; Kc, - Upper Cenomanian; Kti - Lower

Turonian.

/ - Sandstones; 2 - sands; J - graveis; 4 gaizes; 5 - layered limestones; 6 - phosphatic nodules; 7 - bur-

rows Ophiomorpha nodosa LUNDGREN.

At the Cenomanian/Turonian boundary a synsedimentary
block-faulting caused (particularly in the Cracow Upland)
depressing or uplifting of particular regions. The changes in
seafloor topography and associated disturbances in Sedimen-
tation lasted until the tectonic lull at the Late Turonian
(fig- 4).

The subdivision of the Turonian sequence is tripartite: the
Lower Turonian comprises the /. labiatui Zone, the Middle
- the /. latnarcki and the Upper the /. costellatus Zones. In
the northern region, it continues from the Cenomanian and is
developed as limestones (1.5-2.7 m thick), sandy at their
base. In the Cracow Upland, sandy or pebbly limestones
(0-1 1 m) either truncate the older mid-Cretaceous deposits,
or encroach directly on the Upper Jurassic (fig. 4). At the top
of the sequence, a hardground, locally associated with
stromatolites, indicates a high-energy, shallow subtidal envi-
ronment (Marcinowski & Szulczewski 1972). A regional hia-
tus, resulting from submarine non-deposition above the
hardground and/or stromatolites, ranges from the Upper Tu-
ronian to the Lower Campanian in the north, and the upper-
most Turonian to the Santonian at the city of Cracow itself .
The basal Santonian deposits are sandy glauconitic marlstones
(marly greensand) with small phosphatic nodules and a diver-
sified fauna.

The area of the Polish Jura is thought to have been a subma-
rine swell during the mid-Cretaceous transgression (Marci-
NOwsKi 1974) due to the presence of stratigraphic gaps, abra-
sion and condensation phenomena. It was caused by Subher-
cy nian tectonic movements which are responsible for an uplift
of this area during Middle and early Upper Cretaceous time.
This swell, called here the Polish Jura Swell, was moreor
less parallel to the axial zone of the Danish-Polish Trough.

The Polish Jura Swell was separating the Miechow and the
Holy Gross areas to the east from the Opole area in the Sude-

Sucha Glanöw

Wielkanoc

Fig. 3. Relation of the mid-Cretaceous transgressive sequence to
the Upper Jurassic Substrate (butten - JjWj or platy limestones —
JjWp; numbers of beds the same as in Marcinowski 1974) near Gla-
nöw (cf. fig. 4 and pl. lA-D) and neighbouring iocality Sucha (cf.
pl. 2, Figs. 2a-b) in the Polish Jura.

/ - sands with sandstone lenses, locally cross-bedded ; 2 - sandy gra-
velstones; 3 - marly sandstones; 4 - limestones.

tic Foreland to the west. Beginning dunng the Cenomanian,
the subsidence of the Holy Gross area (Kutek & Glazek 1972 ;
Hakenberg 1978), and the Opole area (Alexandrowicz &
Radwan 1973), was remarkably stronger, thanalongtheswell
and resulted in increasing thicknesses of deposits (fig. 5). This
stronger subsidence was presumably compensated by an al-
most persistent upÜft of the swell, which during Upper Turo-
nian to Santonian time became the most elevated zone within
the southern margins of the Central European Basin in Po-
land.

To the Polish Jura Swell probably the Upper Silesia region
or at least its eastern parts belonged during the discussed Up-
per Cretaceous time. Its Middle and Upper Cretaceous cover
has completely been removed by the post-Laramide erosion.
The only present-day remnants are all situated further to the
west, within the subsiding zone of the Opole and Glubczyce
(Leobschütz) areas (Roemer 1870; Ai.exandrowicz & Rad-
wan 1973).

P L I S W

JURA

N
t/3
O
N

Upper Turonian (late InocGramus costellaLus age)

CRACOW UPLAND

"55

o a

^ N

sea level

if)

(6
'öS

O N

.Si

ü
1

Li Cenomanian/Turonian junction

I I I

. sea level

jA_'i^

laLe Middle Cenomanian

I I

., sea level

I I

..j .- i}'i^

Fig. 4. Idealized successive stages (A-D) of development of themid-Cretaceous transgressivesequencein
the Polish Jura (lithology the same as in figs. 2-3).

Opole

SANTONIAN ("° ^^^^"^

PollshJura |_ioly
Swell Gross MLs

SV margin

131

60m

CONACIAN

TURONIAN

-l-l-

- 1 ^ 1 V

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Fig. 5. Comparative diagram of subsidence and uplift during the successive mid-Cretaceous und Upper
Cretaceous stages in the Polish Jura Swell and adjacent regions of Opole and of the Holy Gross Mts (cf.
fig. 1); detailed explanation in the text.
/ - sands and sandstones; 2 - limestones and marls; J - spongiolites and gaizes; 4 - siliceous marls.

HOLY GROSS MOUNTAINS

In the Holy Gross Mts, the mid-Cretaceous transgressive
sequence is locally exposed along the so-called Mesozoic
margins of the Paleozoic core. Maximum thickness occurs in
the north-westem region, where it rests upon the deposits of
the short-lasting Neocomian trangression (Berriasian tili
Hauterivian). There itbegins with athickseries(upto 140 m)
of unfossiliferous, kaolinitic sands (the Biala-Gora Sands) de-
posited under shallow subtidal conditions (Marcinowski &
Rudowski 1980). These sands continue to the north within the
Szczecin-Lodz Synclinorium as far as the city of Lodz (Sam-
soNOWicz 1948). To the south, the sands or their upperpart at
least, laterally pass into limonitic sands and sandstones, lo-
cally (at Mt. Chelmowa near Przedborz) containing moulds
of large ammonites, Anahoplites ssp., Callihoplites patella
Späth, C. auritus (Sowerby), C. variabilis Späth, Mortoni-
ceras inßatum (Sowerby), M. pricei Späth, indicative of the

low-Upper Albian auritus Subzone of the Mortoniceras in-
ßatum Zone (Chlebowski, Hakenberg & Marcinowski
1978).

Further to the south along the south-western Mesozoic
margin, the thickness of PMiddle and Upper Albian sandy de-
posits gradually decreases, and finally they vanish completely
(Hakenberg 1969, 1978). On the other hand, the gaizes with
Neohibolites minimus (Miller) and (20 m above) with N. ul-
timus (d'Orb.) (seeSPAETH 1971 for taxonomy), whichoverlie
the Biala-Gora Sands, change in this direction into glauconitic
sands or friable sandstones with detritus of inoceramid shells,
smail phosphatic nodules, and (Radwanski 1968, 1969b) nu-
merous shark teeth associated with those of reptiles.

The southernmost exposure along that zone, just within the
shorezone of the Fore-Garpathian Depression, viz. Mt. Za-

E3i

-yry-l

Fig. 6. Detailed section of the mid-Cretaceous transgressive se-
quence at Annopol-on-Vistula in the Holy Gross sedimentary area.
/ -sands;2 -quartzitic sandstones; J -sandy glauconiticmarls; 4 -
limestones; 5 - phosphatic nodules and phosphorites; 6 - hard-
grounds.

jecza at Skotniki near Busko shows (Radwanski 1969a) hea-
vily glauconitic sandstones, pebbly and more compact at the
bottom, which rest upon a fissured and locally glauconitized
abrasion surface cutting Kimmeridgian limestones. In this ex-
posure the New-Kimmerian angular unconformity is well vi-
sible (pl. 2, fig. 4). This is the only outcrop in which the re-
gional tilting is recognizable. The glauconitic sands (about
1.5 m) containing commonly Neohiholites ultimus (d'Orb.)
and ubiquitous fish bones and teeth (Radwanski 1968), pass
upwardly into white, chalky siliceous marls with flintstone
bands of Turonian age.

The New-Kimmerian regional tilting withm the south-we-
stern Mesozoic margins of the Holy Gross Mts and subse-
quent erosion resulted in a truncation of the Upper Jurassic
(Kimmeridgian-Tithonian) Substrate. It remained more ele-

vated to the south, and consequently, in the overlapping of
successive deposits of the mid-Cretaceous cycle. Within the
exposures no details of land topography have been recogni-
zed. On the other band, the mid-Cretaceous Sedimentation
has not been disturbed either by synsedimentary tectonics
and/or sedimentary gaps.

Along the nonh-eastem Mesozoic margins of the Holy
Gross Mts, the mid-Gretaceous sandy deposits are distributed
more uniformly, slightly thinning to the south, but contai-
ning Middle/Upper Albian and Genomanian ammonites
(CiESLiNSKi 1959, 1976; Marcinowski 1980).

The famous locality Annopol-on-Vistula belongs to this
sedimentary area (see Samsonowicz 1925, 1934; Gieslinski
1959, 1976; Marcinowski 1980). The sections are well expo-
sed along both Vistula embankments, and in an Underground

mine (now abandoned, with poor phosphatic ore). They indi-
cate a brachyanticline of Annopol which - situated on the
right edge of the Vistula - lies geographically in the Lublin
Upland.

At Annopol-on-VistuIa Mid-Albian to Lower Turonian
Sandy or marly-sandy deposits are exposed (fig. 6), evidently
Condensed in relation to those outside the Annopol anticHne
(CiESLiNSKi 1976). The poorly glauconitic Albian sands rest
upon Kimmeridgian limestones, and are overlain by locally
quartzitic sandstones, (unit A3, fig. 6), with Hoplites (Ischo-
plites) sp. {= Anahoplites cf. praecox Späth of Cieslinski,
1959) indicative of the eodentatus Subzone of the Hoplites
dentatus Zone (Owen 1971). The sands are capped by the
phosphorite bed; it is about 40 cm in average, but locally ran-
ging from nil to some 90 cm, and composed of irregulär
phosphatic lumps, usually larger and cemented into coke-like
bodies in the lower part of this sandy bed (unit v4 5_7, fig. 6),
and smaller and dispersed in more marly and glauconitic ma-
trix in the upper part (unit A^, fig. 6).

The nature of these phosphorites is similar to that of intra-
formational breccias: a laminated phosphatic sediment, pos-
sibly concretionary in parts, has been crushed into pieces or
lumps and has been reworked by hydrodynamic agents, and
mixed up with abundant organic remains, pieces of com-
monly bored wood and diverse invertebrates, associated with
bony material of fishes and reptiles (Samsonowicz 1925, 1934;
Cieslinski 1959; Radwanski 1968; Collins 1969). All these
fossils are more or less phosphatized, some of the worn, glau-
conitized or encrusted by various epizoans, mostly serpulids;
they occur either within the phosphatic lumps or among
them. Reworking and redeposition, recognizable also in am-
monite moulds (Samsonowicz 1925), evidence the condensa-
tion that comprises the ammonite zones of almost the whole
Middle and the lower part of the Upper Albian (fig. 6). The
ammonite assemblage (Cieslinski 1959; Marcinowski 1980),

regardless the species previously listed (Samsonowicz 1925,
1934) but never described or illustrated and now lost, contains
Hoplites dentatus dentatus (Sow.), H. dentatus rohustus
Späth, H. escragnolensis Späth, H. latesulcatus Späth,
H. vectensis Späth, Anahoplites cf. fittoni (d'Archiac),
Euhoplites cf. ochetonatus (Seeley), E. cf. boloniensis
Späth, and Mortoniceras cf. inßatum (Sow.). The species
Stoliczkaia cf. notha (Seeley) reported by Cieslinski (1959)
from the upper part of the phosphatic bed (unit A^, fig. 6)
evidences the topmost zone of the Upper Albian.

Overlying the Middle to Upper Albian phosphorites are
Cenomanian sandy glauconitic marls, still containing pho-
sphatic bodies and diverse, more or less phosphatized fossils.
Mariella cenomanensis (Schlüter), M. essenensis (Geinetz),
Turrilites costatus Lamarck, Neostlingoceras carcitanense
(Matheron), Mantelliceras tuberculatum (Mantell),
M. saxbii (Sharpe), Schloenbachia varians (Sowerby),
5. coupei (Brongniart), and Calycoceras gentoni (Bron-
gniart) indicate the Condensed nature of the deposits (about
1.8 m) representing the whole Lower and part of the Middle
Cenomanian (Marcinowski 1980). In their upper part about
1.7-1.8 m above the Albian/Cenomanian boundary, a bank
of larger phosphatic concretions developed. Most of the con-
cretions are gradually harder towards their tops, at the level of
which they are flattened and glauconitized, displaying the na-
ture of the hardground. A stratigraphic gap at the hardground
comprises probably the whole Acanthoceras jukesbrownei
Zone. The Upper Cenomanian deposits (about 0.5 m) with
Schloenbachia lymensis Späth and Aainocamax plenus
(Blainville) continue into those of the Lower Turonian Ino-
ceramus labiatus Zone. The latter is also Condensed (0.6 m),
in its lower part truncated by another hardground. The facies
changes into limestones just above the hardground; this ter-
minates the development of the mid-Cretaceous transgressive
sequence.

DEVELOPMENT OF THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE

The mid-Cretaceous transgression overwhelmed the Cen-
tral Polish Uplands quickly but not violently. The land mor-
phology of the Upper Jurassic Substrate has been preserved
therefore, and not destroyed by progressing abrasion. The
weathered waste probably has been completely removed
prior to the transgression; its remains, mostly the flint nodu-
les from the Oxfordian butten limestones, have been entrap-
ped locally within depressions. Some of them (e. g. near
Mokrzesz, fig. 2), might have reflected the karst morphology
of the butten limestones. The allochthonous quartz sands, not -
withstanding their local cross-bedding, indicate an uniform
Sedimentation throughout the larger pans of the Polish Jura
and northern parts of the Holy Cross region. Deposition of
sand bodies was gradually embracing higher and higher parts
of the substratal elevations, and filling up particular depres-
sions (fig. 4). The sequence of sandy deposits is thought to
represent an one-cycle filling of the land morphology inunda-
ted during the first attack of the mid-Cretaceous transgres-
sion. The sequence is terminated either by layers containing
Ophiomorpha nodosa Lundgren burrows (fig. 2) attributa-

ble to the inter- and shallow subtidal (Weimer & Hoyt 1964;
Radwanski 1970), or by widespread erosive Channels (pl. 2,
fig. 2a-2b) comparable to those formed at present time under
shallow subtidal or even intertidal conditions. The discussed
part of the basin became then filled by Sediments almost to
sea level.

The time of the transgression is generally regarded as
Middle Albian. It is recognized precisely at Annopol-on-Vi-
stula only, where the eodentatus Subzone of the Hoplites
dentatus Zone is evidenced. Arbitrarily, the underlying
poorly glauconitic sands are also included into that zone. In
the Polish Jura an inoceramid fauna with Inoceramus concen-
tricus, I. anglicus and /. anglicus-crippsi is indicative of Up-
per Albian age, near the Albian/Cenomanian boundary. This
inoceramid fauna appears in the upper part of the sands. The
lower part of the sands is therefore arbitrarily included into
the same time interval, with a possible extent down to the up-
permost Middle Albian or even to the Hoplites dentatus
Zone. When appears that the Polish Jura deposition is not so
old, it will be consequently evident that the mid-Cretaceous

transgression has reached the north-eastern Holy Gross re-
gion earlier than that of the Polish Jura. In such a way, the
subsidence along the axial zone of the Danish-Pohsh Trough
should be postulated as a factor which could control the first
advance of the mid-Cretaceous transgression.

A poor fauna in Upper Albian sandy deposits of the Pohsh
Jura, represented by inoceramids and sihceous sponges
(Marcinowski 1974;Malecki 1979)seems to bediagenetically
devoid of any aragonitic and thin-shelled calcitic remains. A
diversified Hfe at that time however is indicated by moulds of
rock-borers of many taxonomic groups preserved in sihceous
concretions. Their calcareous cores have been dissolved du-
ring diagenesis (Marcinowski 1974, pl. 17, fig. 9).

A comparably rieh fauna from Annopol-on-Vistula resi-
sted dissolution due to its earher, more or less advanced phos-
phatization. The phosphorites themselves indicate strongly
activity of hydrodynamic agents and both sedimentary and
stratigraphic condensation. It was commonly postulated that
the Annopol area (later the Laramide anticline of Annopol)
was rising and forming a submarine high, the Annopol
Swell (the Vistula Threshold of Cieslinski 1976), which be-
came responsible for sedimentary disturbances and formation
of the phosphorites already at the first stages of the mid-Cre-
taceous transgression.

The further extent of the mid-Cretaceous transgression is
generally regarded as a result of further advance of the sea over
the European continent. In the marginal parts of the Central
European Basin it might have been caused, also by a rise of
waters expelled from the basinal frames by the bulk of Upper
Albian Sediments deposited within these frames. In any case,
the Cenomanian shallow marine Sedimentation was very
slow, with noticeable signs of further condensation associated
with phosphatization, glauconitization, and reworking
(figs. 3 and 6). All these processes refer to the Lower and to a
part or to the whole Middle Cenomanian. In the best known
section at Annopol-on-Vistula, these processes resulted in the
formation of a hardground foUowed by a Hiatus probably cor-
responding to the Acanthocera^ jukesbrownei Zone (fig. 6).
In the Polish Jura, especially in the Cracow Upland, the al-
lochthonous clastic material became coarser and sandy gravel-
stones appearedeitherabove the Albian sands (pl. 2, fig. l)or
directly upon the Upper Jurassic Substrate (pl. lA-D).

The Upper Cenomanian deposits were laid down under
shallow marine conditions, indicated by burrows Ophiomor-
pha nodosa Lundgren, present throughout some sections
(fig. 2). In other sections this time interval is represented by
gravelstones (fig. 3 and pl. lA-D) or sands. None of these
deposits gives evidence for a deepening of marine basins reco-
gnized (Hart & Tarling, 1974) in the panglobal scale. It
seems that this panglobal phenomenon did not affect the mar-
ginal parts of the Central European Basin, presumably resul-
ting by a first tectonic uplift within the Polish Jura basement
(fig- 5).

All the Upper Cenomanian deposits record either a consi-
derable decrease or an almost total absence of macrofossils
(Marcinowski 1980). This panglobal phenomenon, observed
in North America and during deep-sea drilling in the North
Atlantic and the Pacific, is referred (Hart & Tarling 1974) to
the above-mentioned deepening of Late Cenomanian basins
which effected a change in phytoplanktic productivity and
calcium carbonate deposition after the mid-Cenomanian
non-deposition. However, because this panglobal event has
neither influenced the investigated region nor some others
from epicontinental areas outside the Central European Ba-
sin, it was claimed (Marcinowski 1980) that another reason
should be taken into account when discussing the obvious de-
crease of macrofossils. This may be a greater supply of diverse
chemical Compounds, both organic and anorganic, to the se-
dimentary basins from hinterlands and connected with the
progressing transgression which reaches its maximum during
the early Turonian (Hancock 1975; Rawson & al. 1978;
Hancock & Kauffman 1979). Such a supply could probably
induce a temporary change in water chemistry of epicontinen-
tal seas, detrimental to some organisms which, in turn, could
disturb the trophic chains and cause a rapid decrease in macro-
faunal density (Marcinowski 1980).

At the Cenomanian/Turonian boundary, the conditions
within the Central Polish Uplands were locally disturbed by
further Subhercynian tectonic activities. The movements be-
came intense especially within the Cracow Upland (fig. 4),
and the tectonic unrest lasted until the Santonian. In the Cra-
cow Upland it primarily resulted in a repeated abrasion of ol-
der mid-Cretaceous deposits, and consequently either in the
formation of an abrasion surface within Turonian deposits
(Ai.EXANDROWicz 1954), or in deposition of thin Turonian
strata directly upon the Upper Jurassic Substrate within some
of the tectonic blocks (fig. 4 and pl. 2, fig. 3).

In the northern part of the Polish Jura the tectonic unrest
resulted in discontinuities associated with small neptunian
dykes or with stromatohtes within the Inoceramus lamarcki
and Inoceramus costellatus Zones (Marcinowski & Szulc-
ZEwsKi 1972; Marcinowski 1974), the top of which is often a
hardground. Overlying marls of Santonian or Lower Cam-
panian age prove a remarkably longlasting period of subma-
rine non-deposition which presumably correspond to tecto-
nic lull of the whole area of the Polish Jura. In the Holy Cross
sedimentary area tectonic unrest is recognizable only within
the Inoceramus labiatus Zone: the overlying deposits display
greater thicknesses and a continuous Sedimentation until the
top of the Upper Cretaceous sequence (Pozaryski 1938). The
only hitherto recognized disturbance appears in the Lower
Sa-ntoms-n Actinocamax westfalico-granulatus Zone when the
sihceous marls became glauconitic with small phosphatic no-
dules (level e of Pozaryski 1938), and submarine slumping
developed (Radwanski 1960). These both features are thought
to be the distant effects of much greater disturbances within
the Pohsh Jura Swell.

AMMONITE BIOGEOGRAPHY

The ammonite faunas of the mid-Cretaceous transgressive
sequence are autochthonous in all the investigated sections of
the Central Polish Uplands. Any significant transportation of
Shells is denied by their State of preservation even in areas
showing a considerable stratigraphic condensation (Jazwiny,
Mokrzesz, Glanow) or combined wich evident reworking
(e. g., Annopol-on-Vistula). Since a far-distant post mor-
tem drift can be excluded, it is apparent that the recognized
ammonites display their biogeographical provenances.

The relatively poor Middle and Upper Albian ammonite as-
semblage from the Condensed deposits of Annopol-on-Vi-
stula as well as the Upper Albian assemblage from Mt. Chel-
mowa near Przedborz are dominated by representatives of the
family Hoplitidae. Thus their affinities to the Boreal Hoplitid
Faunal Province is obvious. It is noteworthy that within the
Middle and low-Upper Albian Condensed deposits of the
high-tatric zone in the Tatra Mts (Passendorfer 1930) the ab-
undant representatives of Phylloceratidae, Lytoceratidae,
Gaudryceratidae, and Desmoceratidae, are associated with
fairly common Hoplitidae. The Boreal influences were sprea-
ding far into the Tethyan realm extending south of the Central
Polish Uplands areas.

All the invastigated Tower to Middle Cenomanian ammo-
nite assemblages of the Central Polish Uplands are more or
less uniform. They are dominated by representatives of the
boreal genus Schloenbachia associated with heteromorphs.
They are indicative of nearshore to offshore environments of
moderate depths; the life habitats are comparable to those oc-
cupied by the ammonite groups A and B of Tanabe & al.
(1978, fig. 10; Marcinowski 1980; 311-312).

The boreal nature of the Albian-Cenomanian ammonite
faunas is recognizable also for the Sub-Hercynian Basin in
Germany, and for Podolia, Southwestern Crimea Highland,
Dagestan Caucasus, Mangyshlak and Kopet-Dag in the So-
viet Union (Marcinowski 1980). Boreal affinities are moreo-
ver displayed by a Lower Cenomanian ammonite fauna from
Esfahan in Iran (Kennedy & al. 1979). Consequently it is con-
cluded that at Early to Middle Cenomanian times the sout-
hern boundaries of the Boreal Realm were extended to the
south as far as the Zagros tectonic line which makes up the
northeastem limit of the Arabian Platform (Kennedy & al.
1979; Marcinowski 1980). Contrary the Tethyan influence
into the Central European Basin were surprisingly weaker at
these times (Samsonowicz 1925; Marcinowski 1974).

COMPARATIVE REMARKS ON THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE

The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Central
Polish Uplands is generally regarded as confined to the mar-
ginal parts of the Central European Basin. The geotectonic
structure and their topography controlled the development of
the transgressive sequence both in the terms of paleogeogra-
phical limits of the marine invasion, source of supply of clastic
material, as wellasof synsedimentary tectonics. The sequence
is therefore not unique. It bears some evident resemblances to
those formed in other regions under similar geotectonic con-
ditions either within the frames of the Central European Basin
or outside. Within the frames of the Central European Basin
such conditions existed for instance in the Rhenish Massif in
Germany, or in the island of Bomholm in Denmark. Outside
these frames they are recognizable in Podolia in the Soviet
Union, or in the Tatra Mountains in southernmost Poland
and adjacent parts of Czechoslovakia. On the other band
marginal parts of the Central European Basin which under-
went a different geotectonic evolution, - even if situated near
the Central Polish Uplands (e. g. the Sudetes)-showa diffe-
rent pattem of the mid-Cretaceous events. All these regions
will shortly be discussed and compared in the following re-
view.

RHENISH MASSIF

The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Rhenish
Massif (southern flank of the Münster basin) comprises Ce-
nomanian clastic deposits, overlapping the Albian of the
Münster basin and encroaching onto the Variscan Substrate

(Hancock, Kennedy & Klaumann 1972). This is the classical
area where the mid-Cretaceous littoral structures have firstly
been recognized by Kahrs (1927). The sequence is highly
Condensed, with the Middle Cenomanian probably missing.
It yields excellently preserved faunas in protected pockets of
the Substrate, e. g. the famous fauna of Kassenberg at Mül-
heim-Broich (Kahrs 1927; Hancock, Kennedy & Klaumann
1972; Wiedmann & Schneider 1979). The rieh ammonite as-
semblage shows some unique taphonomic (abundant juveni-
les), paleogeographic (Indo-Madagascan species) and phylo-
genic (occurrence of Lewesiceras) recognitions (Wiedmann &
Schneider 1979).

ISLAND OF BORNHOLM

The mid-Cretaceous transgressive sequence of Bomholm
begins with the Cenomanian basal conglomerate. It has been
studied with regard to its transgressive/regressive cycles and
its faunal content (Ravn & Stolley ; for review see: Birkelund
1957; Marcinowski 1974; 204-205; Christensen 1976; Ken-
nedy, Hancock & Christensen 1981).

The Lower Cenomanian basal conglomerate contains
phosphatic nodules with reworked Lower and Middle Albian
ammonites indicative of earlier transgressive pulses; it conti-
nues into the Arnager Greensand of Middle Cenomanian age
(Kennedy, Hancock & Christensen 1981). Successive in the
sequence, but with a sedimentary gap and with phosphatic
conglomerates at the bottom is the Arnager Limestone, re-

cently recognized as Upper Coniacian. Overlying with anot-
her sedimentary gap follows the Bavnodde Greensand of Lo-
wer Santonian age (Birkelund 1957).

This sequence shows a great resemblance to that of the Cra-
cow Upland (Cenomanian basal conglomerates, fragmentary
carbonate Sedimentation of Turonian or Coniacian age, San-
tonian greensand) and that of Annopol-on- Vistula (reworked
Albian fauna). The difference mostly consists in a greater
thickness of the Bornholm sequence, although the Island lies
within the outer zone of the Border Synclinorium and thus
reaches the margins of the Fenno-Sarmatian Shield (Ziegler
1975; Kennedy, Hancock & Christensen 1981). Possibly the
block-faulting tectonics along the margins of the Fenno-Sar-
matian Shield have been responsible for this strenger subsi-
dence (Kennedy, Hancock & Christensen 1981 ; 210). Any-
way, it is noteworthy that the mid-Cretaceous transgression
entered the Bornholm area earlier (Lower Albian) than any
part of the Central Polish Uplands.

PODOLIA

The region of Podolia in the Ukraine lies already on the
Fenno-Sarmatian Shield, far outside the areas embraced by
the Danish-Polish Trough. Nevertheless its mid-Cretaceous
transgressive sequence (Albian deposits in local depressions,
Cenomanian-Turonian overlapping clastics and carbonates)
is of the same kind as that within the Central European Basin.
The mid-Cretaceous transgression presumably encroached
from the basLn to the east onto the stable, cratonic Substrate
which became inudated by an epicontinental sea.

The mid-Cretaceous transgressive sequence, first studied
by KoKOSZYNSKA (1931), has recently been revised (Marci-
nowski 1974: 203-204; 1980: 226-227). It Starts, in theclassi-
cal section of Podzameczek with a greensand layer overlain by
a few metres of glauconitic marlstones containing phosphatic
nodules and rieh faunas. The ammonite assemblage is domi-
nated by schloenbachids (pls. 6-7). It is of a mixed nature and
indicates condensations throughout the Cenomanian; Con-
densed are also overlying limestones with scarce phosphatic
nodules which contain a mixed fauna of Cenomanian and Tu-
ronian age (Pasternak & Gavrilishin 1977).

TATRA MOUNTAINS

Within the Carpathian geosyncline a unique, comparable
mid-Cretaceous transgressive sequence appears on the
geanticlinal elevation of the high-tatric facies-tectonic zone in
the Tatra Mts. This sequence, well exposed both in Poland

and Czechoslovakia, has been first recognized by Passendor-
fer (1921, 1930). The Condensed sequence, locally with
stromatolites, rests upon eroded and locally karstified Urgo-
nian limestones. It Starts with dark green glauconitic limesto-
nes containing phosphatic nodules and some exotic root-raf-
ted pebbles. In the classical section at Mt. Giewont a rieh
ammonite fauna (Passendorfer 1930) indicates the Hoplites
dentatus Zone; other localities yielded diverse DouvUleiceras
indicative presumably of an earlier transgression (Passendor-
fer 1978). The overlying glauconitic marls contain Mortoni-
ceras inßatum (Sow.) and Stoliczkata dispar (d'Orb.), and
pass upwardly into deep- water Cenomanian marlstones (Pas-
sendorfer 1930). The small belemnites from the Hoplites
dentatus assemblage (Passendorfer 1930) have been recently
revised by Spaeth (1971 : 58, 62) as Neohibolites minimus mi-
nimus (Miller) and N. minimus obtusus Stolley. The am-
monites, represented mostly by families of the Tethyan re-
alm, need further taxonomic investigations. Wiedmann &
DiENi (1968) recognized within Passendorfer's material some
more taxa and established one new subspecies Kossmatella
(Kossmatella) oosten Breistroffer passendorfer; Wiedmann
& Dieni.

SUDETES

The Upper Cretaceous sequence in the Sudetes Starts with
badly exposed and poorly known Cenomanian greensands (5
to about 50 m). It is dominated by a repeated succession of the
marly (Pläner) and coarse-grained sandy (Quader) facies simi-
lar to Saxony. The classical sections have been studied by
Beyrich, Roemer, Geinitz, Leonhard, Scupin, Ändert &
Hantzschel, who have presented basic data on the stratigra-
phy and fauna. The sequences (Cenomanian through to ?lo-
wermost Santonian) differs much from that fo the Central Po-
lish Uplands. They mostly represent fillings of intermontanic
basins by more or less local clastic material. For the Inner-Su-
detic basin (the Stolowe Mts = Heuscheuergebirge) the
Owl Mts (Eulengebirge) supplied the sandy material, de-
posited as an accumulation platform, migrating towards the
epicontinental sea of the Bohemian Massif (Jerzykiewicz
1966a, b; 1967). Within the Nysa graben -during the Conia-
cian a taphrogeosyncline with remarkably thick (ca. 900 m)
series of flysch deposits - the metamorphic massifs of the
Eastern Sudetes (Jerzykiewicz 1971) yielded the material. It is
thought that all these basins were generally connected with
the Central European Basin, although their history was pri-
marily dependent upon regional tectonic framework. Their
sedimentary conditions and history were more similar to
those on the Bohemian Massif than to those of any other mar-
ginal pari of the Central European Basin.

CONCLUSIONS

The mid-Cretaceous transgressive sequence Starts throug-
hout all these parts of the Central European Basin (Central
Polish Uplands and Polish Lowland) with deposits attributa-
ble to the Hoplites dentatus Zone. The direction of the trans-
gression can be postulated either from the Bornholm area

(where the Lower Albian is documented, Kennedy, Han-
cock & Christensen 1981 ), or from the Tethyan realm via the
Tatra palinspasthic area (as indicated by a DouvUleiceras
fauna from the high-tatric zone; Passendorfer 1930, 1978). In
the first case, a presumed route of the transgression should be

suggested along the axial zone of the Danish-Polish Trough,
the zone of the greatest subsidence (Kutek & Glazek 1972;
CiESLiNSKi 1976). It is noteworthy that this axial zone was Con-
trolling the extent of the transgression already in the Mu-
schelkalk (Glazek & al. 1973). In the case of an Tethyan
spreading, it would only explain some fauna! influences
which are much weaker in the Central Polish Uplands (Sam-
soNOWicz 1925; Marcinowski 1974) than in the Rhenish Mas-
sif (WiEDMANN & Schneider 1979). It is therefore concluded
that a southward progress of the transgression from the nort-
hem (Bornholm) regions is more probable. This explains a
more or less uniform development of the mid-Cretaceous de-
posits throughout the Polish Lowland and their successive
onlap onto the Central Polish Uplands; the southern parts
(Cracow Upland, southern Holy Cross region) purchased a
sedimentary cover in the Cenomanian, and finally even in the
Turonian. Anyway, a seaway through the meta-Carpathian
arch did exist at the time of transgression, as evidenced by
weak Tethyan influences within the ammonite faunas of the
Central Polish Uplands, and by the hoplitid expansion into
the high-tatric zone. The meta-Carpathian arch itself was
subjected to erosion and became the main source of clastic
supplies not only for the Central Polish Uplands area, but also
for the Carpathian flysch geosyncline (Lgota Sandstones;
Ksiazkiewicz 1962). The greatest thickness of the meta-Car-
pathian clastics (Biala-Gora Sands in northem Holy Cross
area, up to 140 m) is comparable to that which locally occurr-
ed along other margins of the Central European Basin (Ar-
nager Greensand on Bornholm, up to 130 m).

The whole mid-Cretaceous sequence of the Central Polish
Uplands - except of the basal sands of the Albian - is Conden-
sed; condensation in the higher Albian, the whole Cenoma-
nian, and the Lower Turonian is associated with the presence
of glauconite, phosphatic nodules and a phosphorite bed
(Annopol-on-Vistula), hardgrounds, small neptunian dykes,
and finally of stromatolites. The stratigraphic condensation is
expressed both by the reworking of faunas and their mixing,
and by the gaps usually marked at and/or within the hard-
grounds and stromatolitic horizons. The frequence of the
faunas within the sequence is related to the phosphatization.
It increases with the bulk of phosphatic nodules . The best pre-
servation show fossils which underwent phosphatization or
became entrapped amidst the phosphorite bed (Annopol-
on-Vistula). In other cases the fauna became, to a variable ex-
tent, taphonomically lost during and/or after their burial.

The peculiar features of the mid-Cretaceous sequence of
the Central Polish Uplands are: a) thick basal sands of Albian
age, developed ununiformly in local (Polish Jura) or regional
(northem Holy Cross area) depressions; h) locally developed
phosphorite bed of mining value (Annopol-on-Vistula); c)
synsedimentary tectonics realized either by block-faulting
(Polish Jura, especially Cracow Upland) or by a more or less

continuous uplift (Annopol-on-Vistula) resulting in subma-
rine swells of variable extent, duration, and paleogeographic
significance (the Polish Jura Swell, and the Annopol Swell).

The pulses of the mid-Cretaceous transgression onto the
Central Polish Uplands realized as follows: a) rapid inunda-
tion of the diversified topography and a gradual filling of the
depressions by allochthonous quartz clastics; h) further ex-
tent of the transgression and an onlap of the substratal eleva-
tions, accompanied by an extreme shallow-water Sedimenta-
tion; c) influx of new waters, deepening of the basin and uni-
form calcareous Sedimentation, locally disturbed by synse-
dimentary tectonics and hydrodynamic agents related to di-
srurbances in bottom or shoreline morphology; d) decline of
the transgressive sequence, associated with tectonic lull; fil-
ling of the basin presumably to sea level (stromatolites) and
progressing long-spanning non-deposition under submerged
or locally even emerged conditions (Polish Jura Swell), or
deepening of the basin and continuous marly Sedimentation
until the Santonian disturbances (Holy Cross area). The over-
lying Santonian to Maastrichtian/Danian marly Sediments be-
long to the younger cycles of the Upper Cretaceous sequence.
None of the distinguished pulses within the mid-Cretaceous
transgressive sequence is regressive in a common sense; there-
fore neither regressions nor separate transgressions (as e. g. of
the Upper Coniacian recognizable on Bornholm; Kennedy,
Hancock 8c Christensen 1 98 1 ) are indicated. All these pulses
are regarded as episodes of one transgression and of one re-
sulting sequence.

It is intriguing that the four distinguished pulses of the
mid-Cretaceous transgression, although differing physically
or stratigraphically from those of other marginal parts of the
Central European Basin (Wiedmann & Schneider 1979; Ken-
nedy, Hancock & Christensen 1981) are almost identical
with those recorded within the Middle Miocene (Badenian)
transgressive sequence of the Fore-Carpathian Depression
(Radwanski 1969, 1970; Baluk & Radwanski 1977). Such
very pulses (rapid inundation foUowed by gradual filling,
further onlap with shallow-water Sedimentation, influx of
new waters leading to a slight deepening and associated with
calcareous Sedimentation filling the basin to sea level) may
consequently be postulated as typical also of other transgres-
sive sequences, and reflecting some hitherto not understood
general rules of any marine transgression.

ACKNOWLEDGEMENTS

The authors offer their most sincere thanks to Dr. A. Koz-
LOWSKi for drawing the text-figures; to B. Drozd, K. Zielins-
KA, S. Ulatowski and A. Kolanowski for taking photos of
the fossils presented in plates 3-8.

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Plate 1
Exposures of the mid-Cretaceous transgressive sequence at Glanow in the Polish Jura.

A. General view, to show the landscape and Situation of the mid-Cretaceous sequence within a small
Laramide graben; arrowed (B) is the trench dig out at the edge of the ravine running to the Dlubnia
Valley (cf. Marcinowski 1 974) ;/,«', -Oxfordian Butten limestones;/,TO,-Oxfordian plary limestones;
Kc- Cenomanian; Ä^f - Turonian .

B. Section, to show Condensed Middle and Upper Cenomanian deposits.

C. Detailed view of the Cenomanian/Turonian boundary (numbersof beds the same as in figs3-4; in Mar-
cinowski 1974): laminated limestones (bed 2d) at the top of Cenomanian marly gravelstones.

D. Detailed view of the fossiliferous Middle Cenomanian gravelstones with phosphatic nodules embedded

in sandy-marly matrix (bed 2a).

Zitteliana 10, 1983

Marcinovcski, R. & Radwanski, A.

Plate 1

Plate 2
Mid-Cretaceous transgressive sequence in the Polish Jura and the Holy Gross Mts.

1. Section at Korzkiew in the Polish Jura (see fig. 4): Upper Albian sands Kaj overlain by Cenomanian
gravelstones Kc, and Santonian Ks glauconitic marls with phosphatized fauna; Qp - Pleistocene loess.

2. Section at Sucha near Glanow in the Pohsh Jura (see figs. 3^): Upper Albian cross-bedded, poorly
glauconitic sands with diverse sponges and trace fossils, locally cemented into irregulär lenses and con-
cretions of sihceous sandstones (numbers of co-sets the same as in Marcinowski 1974): 2a - Eastern
wall of sand-pit, to show a subtidal Channel (unit 6); 2h - Southern wall of sand-pit.

3. Section at Januszowice in the Polish Jura, near the city of Cracow (see fig 4): Oxfordian butten lime-
stones/iffi', truncated by the transgressive Lower/Middle Turonian sequence Kt 1-2.

4. Section of Mt. Zajecza at Skotniki near Busko in the Holy Gross Mts.: Kimmeridgian limestones /^
truncated by Genomanian glauconitic sandstones A'c; New-Kimmerian angular unconformity readable.

Zitteliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Plate 2

Plate 3

Diverse invertebrates (cephalopods excluded) from the mid-Cretaceous transgressive sequence of che
Polish Jura (P]) and the Holy Gross Mts (HCM): all figures magnified 1.5 unless otherwise stated.

Fig. la-b. /Wjcra^aa;« coron«/<j (GOLGFUSS); Cenomanian, MokrzeszP/; la-topview, Ib-sideview.

Fig. 2. Serpula Proteus (SOWERBY); Cenomanian, Mokrzesz P].

Fig. 3. Lepidorhynchia sigma (SCHLOENBACH); Cenomanian, Julianka PJ; x2.

Fig. 4. Orbirhynchia parkinsoni {O^EN); Middle Cenomanian, Glanow PJ, x2.

Fig. 5. Arcuatothyns arcuata (ROEMER); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2.

Fig. 6. Terebratulma chrysalis (SCHLOTHEIM); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2.

Fig. 7. Carapace of Necrocarcinus labeschü (Deslongchamps); Upper Aibian phosphorites,

Annopol-on- Vistula //CAf; x2.

Fig. 8. Claw of Necrocaranus laheschii (DeSLONCHAMPS); Upper Aibian phosphorites, Annopol-

on- Vistula //CA/; x2.

Fig. 9a-b. Glypheopsis sanctaecruas sanctaecruas COLLINS; Middle/Upper Aibian phosphorites,

Annopol-on-Vistula HCM; 9a - lateral view; 9b - dorsal view; x3.

Fig. 10. Exartthesii cf. labrosus (Smith); Cenomanian, Mokrzesz PJ.

Fig. lla-b. £»Mrgin«/(j<i/f/?iZARECZN^;Cenomanian,Jazwiny /y; 1 la-sideview, IIb- anterior view.

Fig. 12. Aucellina gryphaeoides (SOVCERBY); lowermost Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM.

Fig. 13. Lopha colubrma (LKMhKCVj){= Alectryoma diluviana Linnaeus); Cenomanian, Jazwiny PJ.

Fig. 14. Camerogaterus cylindncus (Lamarck); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM.

Fig. 15a-b. Pyrina ovalis (d'ORBIGNY); Cenomanian, Korzkiew PJ\ 15a - top view, 15b - side view.

Fig. 16. Holaster benstedi FORBES; Lower Cenomanian, Swolszowice HCM; nat. size.

Fig. 17. Holaster poloniae LAMBERT; Cenomanian, Jazwiny PJ.

Fig. 18. Pygaulus pulvinatKS (d'ACHIAC); Cenomanian, Korzkiew PJ.

Fig. 19. Conulus ellipticus (Zareczny); Lower Turonian, Glanow PJ.

Fig. 20. Phymosoma cenomanense CoTTEAU; Cenomanian, Mokrzesz PJ.

Fig. 21. Discoides subuculus (Klein); Cenomanian, Mokrzesz PJ.

Zitteliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Pla:e 3

Plate 4

Ammonites, nautiloids and wood-boring bivalves from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the
Polish Jura (PJ) and Holy Gross Mts (HCM); all figures magnified 1 .5 unless otherwise stated.

Fig. 1 . Eutrephoceras mblaevigatum (d'ORBIGNY); Cenomanian, Mokrzesz P] .

Fig. 2a-b. Eutrephoceras uMaevigatuni (d'ORBIGNY); Cenomanian, Jazwiny P]

Fig. 3a-b. Hoplites (H.) vectensis SPÄTH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM;

nat. size
Fig. 4a-b. Hoplites (H.) dentatus robustus Spath; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula

HCM; nat. size
Fig. 5. phosphatized wood, bored by Gastrochaena sp. (? Gastrochaena amphisbaena Geinitz);

Middle/Upper Albian, Dabrowka Zablotnia HCM; nat. size

Zitteliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Place 4

Plate 5

Belemnites, ammonites and rhyncholites from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Holy
Gross Mts and borehole Lebork near Gdansk (Poiish Lowland); all figures of natural size except for Fig. 3

(taken xl.5).

Actinocamax plenus (Blainville); Upper Cenomanian, borehole Lebork; la - dorsal view,
Ib -lateral view, Ic -ventral view.

Neohibolites ultunus (d'ORBlGNY); Lower or Middle Cenomanian, Annopol-on-Vistula
HCM; 2a - lateral view, 2b - ventral view.

apical part of a rhyncholite; Middle or Upper Albian, Jakubowice near Annopol-on-Vistula
HCM; 3a - outer view, 3b - inner view.

Hoplites (H.) escragnollensis SPATH; Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM.
Hoplites (H.) dentatus dentatus (SOWERBY); Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM.

Flg. la-c
Fig. 2a-b
Fig. 3a-b

Fig. 4.

Fig. 5a-b

Zitteliana 10, 1983

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Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Plate 5

Plate 6

The Schloenbachia species from the Cenomanian deposits of the Central Polish Uplands and Podolia; all
figures of natural size except for Figs 6, 9 and 1 1 (taken X 1.5).

Fig. la-c. Schloenbachia varians (SOWERBY) subvarians SPÄTH; Podzameczek in Podolia.

Fig. 2a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) subvarians SPÄTH; Mokrzesz P] .

Fig. 3a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) subtuberculata (Sharpe); Annopol-on-Vistula HCM.

Fig. 4a-c. Schloenbachia varians (SoWERBY) äff. subtuberculata (Sharpe) transitional to S. varians

varians (SowERBY); Podzameczek in Podolia.

Fig. 5a-c. Schloenbachia varians (SoWERBY) subtuberculata (Sharpe); Podzameczek in Podolia.

Fig. 6a-b. Schloenbachia varians varians (SowERBY); Jazwiny PJ.

Fig. 7a-c. Schloenbachia varians varians (SoWERBY); Annopol-on-Vistula HCM.

Fig. 8a-c. Schloenbachia varians varians (SoWERBY); Podzameczek in Podolia.

Fig. 9a-b. Schloenbachia varians (SoWERBY) ventriosa StieleR; Mokrzesz PJ.

Fig. 10. Schloenbachia varians (SoWERBY') subplana (Mantell); Annopol-on-Vistula HCM;

arrowed is the end of the phragmocone.

Fig. 1 1 . Schloenbachia sp. pathological form close to S. intermedia (Mantell); Mokrzesz PJ.

Zitteliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Plate 6

Plate 7

Ammonites from the Cenomanian and Turonian deposits of Central Polish Uplands and Podolia; all figures

magnified 1.3 unless otherwise stated.

Fig. la-c. Idtohatmtes alterriatus vectensis SPÄTH; Cenomanian, Annopol-on-Vistula HMC;

la- lateral view, Ib - dorsal view, Ic- ventral view.

Fig. 2. Hamites sp.; Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2

Fig. 3a-b. Scaphites (S.) obliquus SowERBY; Cenomanian, Krasice P].

Fig. 4. Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Mokrzesz P].

Fig. 5a-b. Manella (M.) lewesiensis (Spath); Cenomanian, Annopol-on-Vistula //CAf; 5a-outer face

of the whorl, 5b - lower whorl surface.

Fig. 6. Manella (M.) lewesiensis (Spath); Cenomanian, Mokrzesz P].

Fig. 7a-c. Neostlingoceras carcitanense (MaTHERON); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM;

7a - outer face of the whorl, 7b - lower whorl surface, 7c - upper whorl surface.

Fig. 8a-c. Hyphoplites campichei campichei SPATH; Cenomanian, Mokrzesz P].

Fig. 9a-b. Calycoceras (Lotzeites) äff. lotzei WiEDMANN; Cenomanian, Jazwiny PJ.

Fig. lOa-b. Mantelliceras tenue SPATH; Cenomanian, Podzameczek in Podolia; nat. size.

Fig. lla-b. Lewesiceras peramplum (Mantell), inner (juvenile) whorls of the large form; Turonian,
probably Inoceramus costellatus Zone, Bocieniec PJ; nat. size.

Fig. 12a-b. Lewesiceras peramplum (Mantell), aduk specimen (smal! form) with a fragment of the
final body Chamber (arrowed is the end of the phragmocone); Turonian, probably Inoce-
ramus costellatus Zone, Bocieniec PJ: nat. size.

Zitteliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Plate 7

ig-

la-b

ig-

F
F

ig-
igä

.4-5.

Place 8

Fish and reptile remains from the mid-Cretaceous transgressive sequence of che Polish Jura (PJ), Holy Gross
Mts (HCM), and borehole Bystrzyca near Lublin.

Galeorhiniis minutissimus (Arambourg); LowerTuronian, borehole Bystrzyca; la-outer
view, Ib - inner view, x3.

Notidaniis microdon AgassiZ; fragment of lateral tooth - principle cusp with anterior
serration (weakly visible; indicated by a leader) and three secondary cusps - of the right
Iower jaw; uppermost Albian, Celestynow HCM; outer view, X2.

Squalicorax falcatus (ACASSIZ); lateral tooth; Cenomanian, Mokrzesz P]; inner view, x2.
Otodiii appeiidiculatus (Agassiz); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-
Vistula HCA/,- inner views, x2.
Fig. 6. Oxyrhina mantelli AGASSIZ; Middle/Upper Albian phophorites, Annopol-on-Vistula

HCM; inner view, x2.

Ptychodus mammillaris AgassiZ; lowermost Cenomanian, Sobkow HCM; crown view, x2.
Ptychodus polygyrus AgassiZ; Lower Turonian, Mydlniki PJ; crown view, X2.
Ptychodus decurrens AGASSIZ; crown views of the teeth from lateral (HI or IV) row of the
Upper jaw (fig. 9), lateral (H or HI) rowof theupper jaw(fig. 11), and lateral f/or//) rowof
the lower jaw (figs 10 and 12); Upper Cenomanian, Glanow PJ; X2.

Vertebra attributable to Ptychodus (cf. WoODWARD 1912, pl. 52, figs. 6 and 16); Middle/
Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; 1.5.

Right mandibular plate of the chimaeroid Ischyodus thurmanni PiCTET & CampiCHE;
Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; inner view, nat size.
Ichtyosaurs Myopterygius campylodon (CARTER); Middle/Upper Albian phosphorites,
Annopol-on-Vistula //CA/; xl.5.

Sauropterygians Polyptychodon interruptus OwEN; one of the teeth displays vanishing
ridges (fig. 17); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; nat. size.

Flg.
Fig.
Figs

7.
8.

.9-:

12.

Flg.

13.

Fig.

14.

Figs

. 15-

-16

Figs

. 17-

-20

Zineliana 10, 1983

Marcinowski, R. & Radwanski, A.

Plate 8

Zitteliana

97-105

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in Central Poland

By
KRYSTYNA POZARYSKA & EMILIA WITWICKA^-)

With 6 text figures

ABSTRACT

Upper Cretaceous rocks are distributed almost throughout
the whole Polish Lowlands. They attain maximum thickness,
and the sections are most complete in the marginal zone of the
East-European Platform. In the Middle Vistula gorge the suc-
cession of Cretaceous strata from the Albian to Maastrichtian
is excellently exposed. The succession is fairly complete,
without any greater stratigraphic gaps. It is rather monoto-
nous, indicating deposition under moderately shallow-water
conditions changing to somewhat deeper-water conditions in

the Turonian and Middle Maastrichtian. The studies on fora-
minifera faunas showed marked predominance of calcareous
benthos throughout the sequence. The benthic eiements are
accompanied by pelagic and occasionally arenaceous ones.
This allows to establish foraminifera zonation based on ben-
thic and planktonic eiements and to correlate them. The fo-
raminifera assemblages recorded in the Upper Cretaceous de-
posits in the Polish Lowlands are typical of the Boreal Provin-
ce, with some admixtures of warm-water eiements only.

KURZFASSUNG

Oberkreidesedimente sind nahezu im gesamten Tiefland
Polens verbreitet. Die vollständigsten Abfolgen und die größ-
ten Mächtigkeiten finden sich in der Randzone der Osteuro-
päischen Plattform. In der mittleren Vistula-Schlucht ist eine
Alb- bis Maastricht-Abfolge sehr gut und nahezu komplett
ohne größere stratigraphische Lücken aufgeschlossen. Die
eintönige Fazies zeigt Ablagerungsbedingungen unter mäßig
flachem Wasser an mit Einfluß tieferer Wasser-Bedingungen
im Turon und im mittleren Maastricht. Die Foraminiferen-

Fauna zeigt eine klare Vormacht des kalkigen Benthos, zu-
sammen mit einigen planktonischen Elementen und gelegent-
lich Sandschalern. So ist es möglich, eine Zonierung mit ben-
thonischen und planktonischen Formen aufzustellen und
beide miteinander zu korrelieren. Die Foraminiferen-Verge-
sellschaftungen sind charakteristisch für die boreale Faunen-
provinz mit nur wenigen Beimengungen von Warmwasser-
Elementen.

INTRODUCTION

In the Cretaceous, almost the whole northem and central
Europe was flooded by vast epicontinental sea. Laramie mo-
vements from the end of the Maastrichtian resulted in regres-
sion from previously occupied area, except for some basins.
In Poland and adjoining countries, 9 such basins have been re-
cognized. The largest of these basins (I in Fig. 2) was situated
in marginal part of the East-European Platform. Upper Cre-
taceous rocks infilling it were intensively studied by several
authors and stratigraphy and foraminifer assemblages of the

''') K. PoZARYSKA and E. WiTWiCKA, Polska Akademia Nauk, Za-
klad Paleobiologii, AI. Zwirki i Wigury 93, PL-02-089 Warszawa,
Poland.

Upper Cretaceous sequences were the subjects of several our
papers. The studies were facilitated by excellent outcrops dis-
playing almost continuous section from the Albian to Paleo-
cene in the Middle Vistula River valley (Fig. 1), as well as al-
most a hundred drillings, often full-cored, penetrating Upper
Cretaceous cover in area eastwards of the Middle Vistula Ri-
ver to the Polish-Soviet boundary. The results of studies on li-
thology and micro- and macrofauna from these borehole co-
lumns appeared to be of great stratigraphic value, making it
possible to compile a section through this cover in marginal
part of the East-European Platform (Fig. 2). Biozonation of
the strata is fairly well established except for the Cenomanian
and Campanian-Maastrichtian. In the former case, the diffe-

Vilnius
©"Kai iningrad o

Minsk

-50

Fig. 1 . Location of Upper Cretaceous outcrops in the Middle Vistula River Valley

rences in approach of individual authors may be explained by
still unstable sedimentary and environmental regime. Such
regime resulted in origin of high variable deposits and often in
reduction and condensation phenomena, impeding esta-
blishment of biostratigraphic criteria applicable for the whole

basin. In the case of the Campanian and Maastrichtian, cepha-
lopod fauna is highly abundant and diversified but biostrati-
graphic value of individual species is still the subject of discus-
sions and various zonal schemes are proposed (Fig. 4).

LATE CRETACEOUS BASINS IN CENTRAL EUROPE

In central Europe, Late Cretaceous transgression resulted
in deposition of sedimentary series varying in thickness and
completeness. Sedimentation appears most continuous in ba-
sins developed in direct foreland and marginal part of the
East-European Platform (Fig. 2). The major depocenters also
appear located in the marginal zone and there may be noted a
steady trend to decrease in thickenss towards the interior of
this platform. The available data clearly suggest the influence
of structural differentiation of the basement on development
of the basLns.

In places where the Platform margin is passing close to its
shields, Cretaceous sequence are relatively thin and with si-
gnificant gaps. For example, the whole lower part of the Up-
per Cretaceous / Cenomanian-Santonian / is missing in the
Karlskrona region in the Baltic Shield. Gaps found in sequen-
ces from basin parts most distant from the Platform margin
are similar as, e. g., in Lithuania where Maastrichtian restson
various members of lower Upper Cretaceous.

In central Europe, two large basins were active at the Plat-
form margin in the Late Cretaceous. One (marked as I in
Fig. 2) was comprising northem and eastern Poland, being
delineated by the Ukrainian Shield in the east and the Baltic in
the north. It is characterized here in the section shown in
Fig. 3. The other (II in Fig. 2) was situated west of the Baltic
shield, stretching northwards of Rügen to northem Jyland.

In the foreland of the plarform, characterized by basement
of the Paleozoic age and highly complex structure, Late Cre-
taceous basins appear fairly diversified. The basins are separa-
ted from one another by areas in which Cretaceous rocks are
partly or completely missing due to erosion related to strong
subsiding and uplifting movements. Two regions may be dif-
ferentiated here. One region displays a series of small basins,
generally parallel to the platform margin and characterized by
generally continuous sequences in their axial parts and pre-
sumably original lack of the uppermost Maastrichtian. Here
are recognized the Miechöw (III in Fig. 2), Lodz (IV) and
Szczecin (V) basins. It should be noted that the two latter ba-
sins are displaying very large thickness of the Upper Cretace-
ous.

The other region comprises basins situated within the area
of the Variscan fold belt and characterized by large thickness
of lower Upper Cretaceous and complete lack of the higher
Cretaceous strata. Here are recognized the Opole (VI) basin,
Nysa Klodzka (VII) basin (trough), inner basin of the Bohe-
mian Massif or Praha basin (VIII), and North-Sudetic basin
(K).

The present distribution of Cretaceous rocks fails to give
detailed image of original sedimentary basins because of the
influence of Cretaceous and post-Cretaceous movements.
Therefore, the subdivision presented above should be treated
as structural subdivision of basins.

Upper Cretaceous basins
in Central Europe

(after W. Pozaryski and all. .1979)

Fig. 2 Late Cretaceous basins in central Europe. White = rocks older than Cretaceous.

a) Maastrichtian

b) Coniacian, Santonian, Campanian

c) Cenomanian, Turonian

d) Carpathians margin

e) Studied section A-B

f ) Margin of East European
Platform

I - Warszawa Basin
II - Danish Basin

III - Miechöw Basin

IV - Lodz Basin
V - Szczecin Basin

VI - Opole Basin
VII - KIodzko/Nysa Basin
VIII - Praha Basin
IX - North Sudetic Basin

COMMENTS TO THE SECTION A-B THROUGH UPPER CRETACEOUS

ROCKS IN CENTRAL POLAND

The section through Upper Cretaceous rocks in central Po-
land, shown in Figs. 1 and 3, is based on data from 8 boreho-
les of the Geological Institute and outcrops in the Vistula Ri-
ver Valley. The boreholes are located along a line running
evenly with 51° parallel of latitude and the section begins in
the vicinities of Chelm in inner area of the platform, going
westwards through Krasnystavif, Bychawa, Bystrzyca,
Niedrzwica and Opole in marginal pan of the platform, to

Ciepielöw and Bakowa, situated in the foreland, in area of
so-called Mid-Polish aulacogen.

Upper Cretaceous sequences are fairly thick in borehole
columns Bychawa, Bystrzyca and Niedrzwica which are si-
tuated within the area of the Mazowsze-Lublin Carbonife-
rous trough, but they attain maximum thickness at the
western end of the section. The borehole column Bakowa, si-
tuated at the western end, displays Cenomanian-Upper Maa-

100

B^kowa Ciepielow

>>Opole

LUBLIN

Niedfzwica Bystrtyca Bychawa

Cenomanian

Krasnystaw

Chelm

boundary between
stages

opokas

Fig. 3. Section A-B through Upper Cretaceous rocks in central Poland; 1. Gavelinella cenomanica,
2. Lmgulogavelmella formosa, 3. Gavelinella berthelini, 4. Stensioema granulata interiecta,
5. Marginotruneana coronata, 6. Stensioema polonica, 7. Bohvmoides stngillata, 8. Globotrun-
cana fornicata, 9. Anomalina clementiana, 10. Bolivinotdes draco miliaris, 11. Angnlogavelinella
graalis, 12. Cibicides involuta, 13. Neoflahellina reticulata, 14. Stensioema pomnierana,
15. Pseudouvigerina cristata, 16. Anomalinoides pinguis, 17. Planoglohulina acervulmoides,
18. Anomalina danica.

strichtian sequence which appears complete except for some
erosion of its top part.

In the section, the Upper Cretaceous is developed in 4 li-
thofacies:

1 . opoka lithofacies, especially well developed in western
part of the studied area, appeared for the first time in the
Campanian and began to predominate throughout the area in
the Maastrichtian, especially Late Maastrichtian.

2. marly lithofacies, represented throughout the area, espe-
cially in the form of thick lenticular intercalations in its central
part; known from the Upper Turonian to Middle Maastrich-
tian.

3. chalk lithofacies, best developed in borehole column
Chelm, where it is displayed by the whole Turonian-Upper
Maastrichtian section, except for some Upper Campanian and
Iowermost Maastrichtian intervals.

4. limestone lithofacies is mainly found in the Cenomanian
and, Lower Turonian in the west and Coniacian m the east;
limestones are most homogeneous uniform in the Cenoma-
nian, where they form a continuous layer.

Rocks of the above 4 lithofacies do not differ much in ma-
croscopic features. They are white to light-gray in colour and
they yield well-developed and preserved foraminifer assem-
blages (especially in the case of the chalk microfacies). The as-
semblages appear generally similar to coeval ones from epi-
continental Cretaceous rocks in northern Europe, markedly
differing from the Tethyan, primarily in smaller share of
planktonic forms. This made it possible to assign Cretaceous
rocks of the Polish Lowlands to province transitional in cha-
racter between the Subboreal and Tethyan ones (Pozaryska
and Peryt, 1979).

101

ATTEMPTS TO ESTABLISH ZONATION OF THE UPPER CRETACEOUS
IN CENTRAL POLAND ON THE BASIS OF MACRO- AND MICROFAUNA

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Q-
Q-

MAASTRICHTIAN

Upper

Belemnella kazimiroviensis
Sphenodiscus binckhorsti
Belemnitella junior

Lower

Belemnella occidentalis
Belemnella lanceolata

CAMPANIAN

Upper

Belemnitella langei
Bostrycboceras polyplocum

Lower

Neancyloceras phaleratum
Gonioteuthis guadrata

SANTONIAN

Upper

Inoceramus patootensis

Lower

Inoceramus cardissoides

CONIACIAN

Inoceramus involutus

TURONIAN

Upper

Inoceramus schloenbachi
Inoceramus costellatus

Lower

Inoceramus lamarcki
Inoceramus labia tus

CENOMANIAN

Upper

Inoceramus pictus

Middle

Schloenbachia varians

Lower

Mantelliceras mantelli

ALB I AN

Fig. 4. Biozonation of che Upper Cretaceous in
central Poland on the basis of macrofauna

The attempts to establish a modern, detailed macrofau-
nabased biozonation of the Upper Cretaceous in central Po-
land were initiated in the 30's. The first zonation of monoto-
nous Upper Cretaceous white series in Middle Vistula River
drainage basin, based on macrofauna, was proposed by W.
PozARYSKi (1938, 1948), who also presented correlations with
Upper Cretaceous strata in North- Western Europe.
Works aimed in these directions were also carried out by R.
KoNGiEL (1935, 1949, 1958), S. CieSlinski (1960), and recently
A. BiASZKiEWicz (1979, 1980) and R. Marcinowski (1974).

During the world-war II, micropaleontological studies
were initiated on the Upper Cretaceous in central Poland
(W. PozARYSKi, unpublished report). After the war, K. Po-
ZARYSKA (1954, 1957) decribed 30 guide foraminifer species
from these strata, and W. Pozaryski and E. Witwicka (1956)

1 8 guide globotruncanids species. These works were foilowed
by E. WiTwicKA (1958), E. Witwicka and S. CieSlinski
(1962), E. Gawor-Biedowa (1972), E. Gawor-Biedowa and
E. Witwicka (1960), K. Pozaryska and E. Witwicka (1980).
Recently D. Peryt (1980) described 91 species of planktonic
foraminifers and she proposed 10 biozones. B. Zapalowicz-
Bilan (1982) proposed similar subdivision into 10 biozones,
based on benthic foraminifers.

The micropaleontological studies resulted in fairly good
knowledge of Upper Cretaceous foraminifers and establish-
ment of several micropaleontological-stratigraphic subdivi-
sions. Attempts were made to correlate these subdivisions
with detailed subdivisions based on macrofauna (fig. 4). Ho-
wever, that task appeared highly difficult as the stage bounda-
ries delineated with reference to stratigraphic ranges of ben-
thic foraminifers were often found to differ from those deli-
neated on the basis of macrofauna. Generally, the ranges of
even most short-living species of benthic foraminifers are se-
veral times wider than those of ammonites, belemnites and
inoceramids. In attempts to correlate these subdivisions,
boundaries of stratigraphic zones are defined by the begin-
ning or end of ranges relatively long-living foraminifer spe-
cies. The enclosed table, in which both benthic and selected
planktonic foraminifers species are compiled reflects differen-
ces in stratigraphic ranges of macro- and microf auna recorded
in individual stages, as well as the fact that the ranges of plank-
tonic foraminifers are markedly closer to those of macrofauna
than in the case of benthic foraminifers. Zapalowicz-Bilan
(1982) compiled table of distribution of benthic species
(fig. 5) with reference to definitions of biostratigraphic zones
as proposed by Hedberg (1961). In thatpaper, sheused4con-
ceptsof biostratigraphic zones: ränge zone, concurrent zone,
partial-range zone, and assemblage zone. Unfortunately, no
attempt to correlate the zones with those based on macro-
fauna is given there.

DETAILED PART

In the enclosed table (fig. 6) only species most important
for stratigraphy of the Upper Cretaceous in central Poland (62
species) are shown. Moreover, ranges of 85 species were
shown in our paper on Cretaceous-Tertiary boundary
(K. Pozaryska and E. Witwicka, 1980).

CENOMANIAN

In the Polish Lowlands, the Albian-Cenomanian boundary
is characterized by extinction of the following species (Ga-
wor-Biedowa, 1972): Globigerinelloides bentonensis (Mor
Row), Pleurostomella reussi Berthelin, Globorotalites polo-
nica Gawor-Biedowa, Gavelinella intermedia (Berthelin).
The boundary is passed by Gavelinella varsoviensis (Ga-
wor-Biedowa), which is recorded up to the middle of this sta-

ge, and Gavelinella cenomanica (Brotzen), approaching but
not reachingbaseof theTuronian. Orithostella {rede Lingu-
logavelinella) formosa (Brotzen), appearing for the first time
in the Lower (but not the lowermost) Cenomanian, and Ro-
talipora cushmani (Morrow), also do not pass into the Turo-
nian. The Cenomanian-Turonian boundary is passed by Do-
rothia gradata (Berthelin), Gavelinella belorussica (Akimez)
and Lingulogavelinella globosa (Brotzen). Planktonic spe-
cies Praeglobotruncana stephani (Gandolfi), appearing in
higher part of the Cenomanian, pass into the Turonian.

TURONIAN

Marginotruncana renzi (Gandolfi) and Helvetoglobo-
truncana helvetica (Bolli) first appear at the Cenomanian-

102

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3

Cibiaidoides formosus
Gavelinella oenomanioa
iGavelinella berthelini
GlobotPunoana turonioa

Gl nhofrunr'ana iwbpioata

Gavelinella moniliformis
Stensioeina praeexaulpta
Globorotalites subooniaus
Globotrunaana lapparenti coronata
Globotruncana lapparenti lapparenti
Reussella pseudospinulosa
Globotrunaana marginata
Globotrunaana globigerinoides
Stensioeina poloniaa
Globotrunaana lapparenti triaarinata
Stensioeina exaulpta
Stensioeina graailis
Globorotalites miahelinianus
Neoflabellina baudouiniana
IGavelinella stelligera
Gavelinella thalmanni
Gavelinella aoatulata
Gavelinella wibiliaatula
Gavelinella alementiana
Neoflabellina rugoaa
Bolivinoides strigillatus
Stensioeina pommerana

—

|—

Globotrunaana araa

Bolivinoides deaoratus deaoratus
Gibiaidoides aatulagayensis
Bolivinoides laevigatus
Cibiaidoides voltzianus
Gavelinella monterelensis
Bolivinoides mielniaensis

Bolivinoides deliaatulus

LVO' l^ ly ^ v 1 i,^^ l^ ixCC- \J <*iC^ ^ ^ '—''«* imf UV ly l/^XJ

Bolivinoides inarassata

Bolivinoides draao miliaris
Angulogavelinella graailis
Cibiaidoides bembix
Gavelinella pertusa
Neoflabellina retiaulata
Bolivinoides peterssoni
Cjavelinella aomplanata
Br>l 7' vi no'i' des draao draao

Bolivina deaurrens
Bolivinoides deaoratus giganteus
Gavelinella pozaryskii
Cibiaidoides spiropunatatus

Anomalinoides pinguis
Anomalina ekblomi

Fig. 5. Biozonation of the Upper Cretaceous in central Polanci on the basis of benthic foraminifers

103

Turonian boundary to occur up to the Lower-Middle Turo-
nian boundaty. Other species appearing for the first time at
the base of the Turonian include Globorotalites hangensu
Vassilenko, Gaudryina angustata compressa (Akimez) and
Dicannella tmbncata (Mornod). Guide species for the whole
Turonian include Gaudryina. angustata angustata Akimez
and Gavelinella herthelini (Keller). First repräsentatives of
foraminifers ascribed to Stensioeina ex gr. granulata (Ol-
BERTz) are not known to appear in roctts older than the middle
part of the Turonian in the PoHsh Lowlands. Koch (1977)
analysed in detail distribution of that species in the Upper
Cretaceous of FRG and he showed its stratigraphic value.
Such analysis is still not finished in our country but it may be
noted that specimens close to S. granulata (Olbertz) occur
here from the Turonian to Coniacian, inclusively, They are
assigned to 5. ex. gr. granulata (Olbertz) in Tafel 1 as their
analysis is still not finished but it may be added that they pre-
sumably belong to more than one species. Foraminifers ap-
pearing for the first time in higher Turonian in Poland include
Marginotruncana coronata (Bolli) and M. pseudolinneiana
Pessagno.

strichtian, and the two remaining species are still recorded in
the Upper Maastrichtian in the Lublin region, where they
form a weakly marked horizon.

CAMPANIAN

The Santonian-Campanian boundary cannot be accurately
defined on the basis of foraminifera as up to the present there
were not recorded species which would appear or disappear at
that boundary. However, the boundary may be delineated
with reference to abundant occurrence of representatives of
Cibicidoides involuta Reuss, first appearing just above the top
of the Santonian. The species passes the Campanian-Maa-
strichtian. Some authors consider this species as guide for the
Campanian and Maastrichtian.

In the lowermost Campanian, there appear numerous re-
presentatives of the genus Bolivinoides: B. sidestrandensis
Barr, 5. decorata decorata (Jones) and B. laevigata Marie.
They are accompanied by those of the species Globotruncana
ventricosa White, which are not known from the Maastrich-

CONIACIAN

No foraminifer species were found to be limited to that
stage only. The Turonian-Coniacian boundary is usually de-
lineated with reference to appearance of representatives of
Stensioeina exsculpta Reuss. In Germany, this species appears
somewhat higher (Koch 1977) and it is known to disappear in
the Lower Campanian. The ränge of Gavelinella stelligera
(Marie) is similar.

Upper parts of the Coniacian and Santonian (except for its
top parts) are characterized by representatives of Gavelinella
thalmanni (Brotzen).

SANTONIAN

The Coniacian-Santonian boundary is defined by the ap-
pearance of first representatives of Stensioeina polonica Wit-
wiCKA. Itshould be noted that Koch (1977) put this name into
synonymy of S. granulata (Olbertz) but he admitted strati-
graphic value of the former. The stratigraphic ränge of S. po-
lonica (WiTwicKA, 1958) in Germany is very close to that esta-
blished in Poland.

Stensioeina gracilis Brotzen is another species of that genus
which appears at the Coniacian-Santonian boundary. At that
boundary, there also appears Globorotalites multisepta
(Brotzen), characterized by very long ränge as it is known up
to the lowermost Maastrichtian.

The uppermost Santonian is characterized by the appea-
rance of representatives of Bolivinoides strigillata (Chap
man). The ränge of that species is very short as it disappears in
the lowermost Campanian. In the uppermost Santonian there
are also recorded several species which are known to be pre-
sent up to the top of the Campanian and even to enter the
Mdiistnchtian: Anomalina clementiana (d'Orbigny), Globo-
truncana fomicata Plummer, G. arca (Cushman) and Sten-
sioeina pommerana Brotzen. First ofthese species disappears
in the lowermost Maastrichtian, the last in the Middle Maa-

The uppermost Campanian is characterized by the species
Bolivinoides miliaris Hiltermann and Koch, Neoflabellina
praereticulata Hiltermann, Globotruncana pozaryskae Pe-
R1T. These species continue to occur roughly to the middle of
the Maastrichtian, and they are accompanied by Cibicidoides
voltzianus (d'Orbigny), C. bembix (Marsson), Bolivina in-
crassata Reuss and Rugoglobigerina milamensis Smith and
Pessagno, which occur up to the Cretaceous-Tertiary boun-
dary.

MAASTRICHTIAN

The Lower Maastrichtian is characterized by appearance of
the species Angulogavelinella gracilis (Marsson). Somewhat
above the base of the Maastrichtian appear Rugoglobigerina
pennyi Bronnimann, and in middle part of that stage - Glo-
botrunana elevata Brotzen. Along with the latter, there ap-
pears Bolivinoides peterssoni Brotzen which is known also
from the Tertiary. Along with Rugoglobigerina pennyi
Bronnimann, there also appear Pseudouvigerina cristata
Marsson and Neoflabellina reticulata (Reuss). The three spe-
cies pass into the Upper Maastrichtian.

In the Polish Lowlands, the Upper Maastrichtian is charac-
terized by important foraminifer species including Guembe-
litria cretacea Cushman, Bolivinoides draco Marsson, Gave-
linella gankinoensis Neckaja, Anomalinoides pinguis (Jen-
nings), Bolivinoides decorata gigantea Hiltermann and
Koch, Rugoglobigerina rotundata Bronnimann and R. ma-
crocephala Bronnimann. The latter four species define upper
part of the Upper Maastrichtian. Planoglobulina acervulinoi-
des (Egger) forms a weakly marked horizon in the Upper
Maastrichtian, showing connection of the Late Cretaceous
basin from the present area of Poland and warm Tethyan seas.
Outside Lublin region, this species is not known in the Polish
Lowlands.

In the middle part of the Maastrichtian, the last representa-
tives of the genus Stensioeina (S. pomerana Brotzen) became

104

UPPER

CRETACEOUS

Cenoma-
nian

Turonian

Santonian

Campanian

Maastr-
ichtian

S p e c i e s

(afler K Pozafvska and EWitwicka 1982)

Gavelinella varsoviensis
Gavelinella cenomanica
Dorothia gradata
Gavelinella belorussica
Lingulogavelinella globosa
Orithostella formosa
Rotalipora cushmani
Praeglobotruncana stephani
Marginotruncana renzi
Helvetoglobotruncana Helvetica
Globorotalites hangensis
Gaudryina angustata compressa
Dicarinella imbricata
Gaudryina angustata angustata
Gavelinella berthelini
Stensioeina ex gr. granulata
Marginotruncana coronata
Marginotruncana pseudolinneiana
Gavelinella stelligera
Stensioeina exsculpta
Stensioeina polonica
Stensioeina gracilis
Globorotalites multisepta
Bolivinoides strigillata
Anomalina clementiana
Globotruncana fornicata
Globotruncana arca
Stensioeina pommerana
Cibicidoides involuta
Bolivinoides sidestrandensis
Bolivinoides decorata decorata
Globotruncana ventricosa
Bolivinoides laevigata
Neoflabellina praereticulata
Globotruncana pozaryskae
Bolivinoides miliaris
Cibicidoides voltzianus
Bolivina incrassata
Cibicidoides bembix
Rugoglobigerina milamensis
Angulogavelinella gracilis
Rugoglobigerina pennyi
Pseudouvigerina cristata
Neoflabellina reticulata
Globotruncana elevata
Bolivinoides peterssoni
Guembelitria cretacea
Gavelinella acuta
Bolivinoides draco
Gavelinella danica
Gavelinella ekblomi
Planoglobulina acervulinoides
Gavelinella gankinoensis
Anomalinoides pinguis
Gavelinella sahlstroemi
Paralabamina toulmini
Bolivinoides decorata gigantea
Eponides lunata
Eponides frankei
Cibicides commatus
Rugoglobigerina rotundata
Rugoglobigerina macrocephala

Fig. 6. Stratigraphic ranges of benthic and planktonic foraminifers most important for stratigraphy of
the Upper Cretaceous in central Poland

105

extinct in Poland. FoUowing Wicher (1954), part of the Maa-
strichtian, situated above the ränge of 5. pommerana Brot-
ZEN, is defined in Poland as a horizon without representatives
of Stensioeina.

In the Poüsh Lowlands, the uppermost Maastrichtian
yields several representatives of species passing the Maastrich-
tian-Danian boundary: Bolivinoides peterssoni Brotzen,
Gavelinella acuta (Plummer) hitherto known from the Maa-
strichtian under the name G. praeacuta (Vassilenko),
G. danica (Brotzen), G. ekhlomi (Brotzen), G. sahl-
stroemi (Brotzen), Paralabamina toulmini (Brotzen), Epo-
nides lunata Brotzen, E. frankei Brotzen and Cibiddes
commatus Morozova.

The Upper Cretaceous section of the Poüsh Lowlands ap-
pears very similar tothose of the GDR and FRGononehand,
and those of European part of the USSR on the other. This
was shown in excellent works of Tröger (1966, 1967), who
established detailed zonation of the Upper Cretaceous on the
GDR on the basis of inoceramids. Analysis of that zonal
scheme shows numerous species in common with Poland,
where they were also found to be of marked stratigraphic va-
lue (Fig. 4 here). It may be stated that the whole lower part of
Upper Cretaceous in Poland and GDR is characterized by si-
milar succession of inoceramids.

The micropaleontological stratigraphy of the sequences in
GDR and FRG was best compiled by Hiltermann and Koch
(1962, 1977). In these and other papers, the authors made at-
tempts to use various groups of foraminifers and to test stra-
tigraphic value of individual species, taking into account their
intraspecific variability. This resulted in proposal of several
varieties, especially in the case of species of the genera Neo-
flabellina, Bolivinoides, Stensioeina. However, subtle mor-
phological criteria not always appeared sufficient for establis-
hing a detailed and at the same time, firm stratigraphic subdi-
vision. That is why we are trying to avoid the usage of subspe-
cies and varieties in stratigraphic studies in our country.

The comparison with foraminifer-based biostratigraphic
subdivision established for the Upper Cretaceous in Euro-
pean part of the USSR also showed marked similarities. Spe-
cies recorded both in Polish Lowlands and the latter region
are fairly common and the subdivisions established also ap-
pear similar in several points. This is especially the case of lo-
wer part of the Upper Cretaceous as shown by Grigjalis,
Akimez and Lipnik (1980). It should be noted that biostrati-
graphic subdivision different of that for the Upper Cretaceous
of Ukraine, Lithuania and Byelorussia is needed for the Man-
gyshlak Peninsula Cretaceous.

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107

Zitteliana

107-114

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Late Cretaceous transgressions and regressions
on the Russian Platform

By
DIMITRIJ P. NAIDIN^')

With 3 teyt figures

ABSTRACT

During the Late Cretaceous a generally smooth eustatic
transgression took place on the Russian Platform, in the Cri-
mea and in the Transcaspian region. It was replaced in the
middle of the Maastrichtian by a rapid eustatic regression. On
different parts of the Platform the general eustatic transgres-
sion has been interrupted by relatively shortterm regressions
determined either by an epeirogenesis or by a shallowing of
the sea as a result of its being filled out by Sediments; some re-
gressions were of a eustatic nature. Data are quoted on Late
Cretaceous transgressions and regressions in Western Ka-
zakhstan (Eastern Precaspian, Mangyshiak) which Supple-
ment material published earlier (Naidin et al., 1980a, b).

Temperature conditions of the seas that invaded the Plat-
form and its framework during the Late Cretaceous for the
time being can not be reconstructed to give a complete pictu-
re. It is obvious that in the middle of the Late Cretaceous,
when the sea areas have been largest owing to an expanding
transgression, the temperatures of sea water were higher than
during the Early Cretaceous. Various palaeontological data as
well as data of Isotope palaeothermometry indicate the lowest
temperatures during the Late Cretaceous in the Early Maa-
strichtian. Apparently, in the Maastrichtian on the back- "
ground of an expanding regression a general "deterioration"
of the climate began, reaching its maximum at the beginning
of the Danian.

Some general Statements are made regarding the evolution
of the climate at the end of the Mesozoic in connection with a

change in the land/sea (ocean) ratio, the fluctuations of CO2
concentrations in the atmosphere and the development of the
terrestrial and marine flora. The dispersal of organisms, their
taxonomic diversiry during the Late Cretaceous in the general
scheme corresponded to E. Voigt's (1964) Suggestion that
thermophile marine organisms were most abundant in the
Cenomanian and Late Maastrichtian which is not directly as-
sociated with climatic fluctuations, but reflects a wide occur-
rence during these time intervals of shallow portions of the sea
floor subjected to a good heating up. In general the variety of
planktonic and benthic organisms has been differently affec-
ted by transgressions and regressions. One can agree with the
concepts of A. G. Fischer and M. A. Arthur (1977) that,
owing to the eustatic rise of the ocean level (which resulted in
an expansion of the areas of Continental seas), the Late Creta-
ceous represented a polytaxic episode in the evolution of the
pelagic biota. With the polytaxic episode of 94-62 million
years very exactly coincides the maximum of white chalk ac-
cumulation - a formation very characteristic for the European
palaeobiogeographic region.

The necessity is recorded to correlate the evolution stages
of the marine biota with the stages of the organic world evolu-
tion on land. Data available for the land indicate that a rear-
rangement of the vegetable kingdom and a very drastic turn in
the evolution of the most numerous terrestrial animals - in-
sects - took place at the end of the Aptian - during the Albian
-or, maybe, even already at the beginning of the Cenomanian
(Zherikhin, 1978).

KURZFASSUNG

Während der Oberkreide wurde die Russische Tafel, die
Krim und die Transcaspische Region von einer allmählichen
eustatischen Transgression erfaßt. Sie wird abgelöst im mitt-
leren Maastricht von einer schnellen eustatischen Regression.

*) D. P. Naidin, Lehrstuhl für Historische Geologie, Geologische
Fakultät, Universität Moskau, 117234 Moskau, USSR.

In verschiedenen Regionen auf der Tafel wird die allgemeine
Transgression durch relativ kurzfristige Regressionen unter-
brochen, verursacht durch epirogenetische Vorgänge oder
durch Auffüllung mit Sediment; nur einige Regressionen sind
eustatischen Ursprungs. Von West-Kasakstan (östliche Prä-
caspische Region, Mangyshiak) werden zusätzlich zu älteren
Daten (Naidin et al. 1980 a, b) neue Ergebnisse über die
Transgressionen und Regressionen vorgestellt.

108

Die Aussagen über die Wassertemperaturen des Meeres auf
der Tafel und ihrer Umgebung können zur Zeit noch nicht zu
einem vollständigen Bild zusammengefügt werden. Es ist je-
doch eindeutig, daß in der Mitte der oberen Kreide, als die
weitesten Überflutungen herrschten, die Wassenemperatu-
ren höher lagen als in der Unterkreide. Verschiedene paläon-
tologische Hinweise und Isotopen-Paläotemperatur-Be-
stimmungen zeigen die niedrigste Temperatur während
Oberkreide für das untere Maastricht an. Offensichtlich be-
gann im Maastricht vor dem Hintergrund einer ausgedehnten
Regression eine allgemeine Klimaverschlechterung, die ihren
Höhepunkt mit dem Begmn des Dan erreichte.

Aligemeine Angaben für Klimaentwicklung am Ende des
Mesozoikums im Zusammenhang mit der Meer/Land-Vertei-
lung, der Fluktuation der COi-Konzentration in der Atmo-
sphäre und der Entwicklung der terrestrischen sowie marinen
Flora werden aufgezeigt. Die Ausbreitung und die Diversität
der Organismen während der Oberkreide stimmt in großen
Zügen überein mit der Angabe von Voigt (1964), daß ther-
mophile marine Organismen am häufigsten im Cenoman und
im oberen Maastricht sind; dies steht nicht direkt im Zusam-

menhang mit den Klimaschwankungen, aber zeigt an, daß
weite Meeresgebiete sich durch die geringe Wassertiefe gut
erwärmten. Im allgemeinen wird die Variabilität planktoni-
scher und benthonischer Organismen durch Transgressionen
und Regressionen unterschiedlich beeinflußt. In Überein-
stimmung mit dem Konzept von A. G. Fischer & M. A. Ar-
thur (1977) (durch eustatischen Meerespiegelanstieg vergrö-
ßerte sich die Fläche mit Flachmeeren) stellt die Oberkreide
eine Zeit der Polytaxie in der Entwicklung der pelagischen
Organismen dar. Mit dieser polytaxischen Episode (von 94
bis 62 Millionen Jahren) fällt die Hauptbildung der Schreib-
kreide-Sedimente zusammen.

Es wird darauf hingewiesen, wie notwendig es ist, die Evo-
lutionsschritte der marinen Biota mit der Entwicklung auf
dem Land zu vergleichen. Die verfügbaren Daten aus dem
terrestrischen Bereich zeigen eine Umgestaltung des Pflan-
zenreiches und auch einen sehr einschneidenden Wendepunkt
in der Entwicklung der artenreichsten Tiergruppe, den Insek-
ten, am Ende des Apt und während des Alb, vielleicht bis zum
Beginn des Cenoman an (Zherikhin, 1978).

Fig. 1 . Diagrams of sea depth fluctuations constructed according to the data of some Upper Cretaceous

sequences on Mangyshlak and in the Eastern Precaspian.

I-VI - Upper Cretaceous lithological measures (members) of Mangyshlak.

1 - terrigenous deposits (sands, sandstones, clays, etc.), 2 - marls, coarse chalk (including "spheric" marls

and chalk), 3 - predominantly marls, 4 - chalk and chalk - like marls predominant, 5 - organogene-detritic

limestones, 6 - phosphorites, 7 - phosphorized coprolites, S - higher pyritization, 9 - hardgrounds, 10 -

bandsof bentonites, II -boundariesbetween the lithological measures of Mangyshlak, 12-phytoherms, 13

- Marsiipites, 14 - Oxytoma tenukostatu, 15 -large benthic foraminifers of the orbitoid group; planktonic

foraminifers: ib- Hedbergella, \7 - Marginotruncana, 18 - Globotruncana, - 19- Heterohelicidae, 20-

Rugoglobigeririii.

al, als - Albian, Late Albian; cmi, cm2, cmj - Early, Middle, Late Cenomanian; tj, tj - Early, Late Turo-

nian; cn - Coniacian; sti, st2 - Early, Late Santonian; cpi, cp2 - Early, Late Campanian; m,, mj - Early,

Late Maastrichtian; dn - Danian.

Radiometrie time scale - according to D. P. Naidin ( 1982) - with due regard of sedimentometric data for the

Turonian and Santonian (G. Ernst, 1978) and for the Maastrichtian of the author's material on carbonate

sequences of Western Kazakhstan.

109

Here transgression and regression diagrams are supplied
compiled according to Upper Cretaceous sequences of We-
stern Kazakhstan - the extreme south-east of the Russian
Platform (Eastern Precaspian) and Mangyshlak (Figs 1, 2B).
Together with our previously published data (Naidin et al.,
1980 a, b) and the material by J. M. Hancock (1976, Fig. 1;
Hancock & Kauffman, 1979, Fig. 4; see Fig. 2A) new in-
formation Warrants an appraisal of the evolution of palaeo-
geographic conditions in the entire European palaeobiogeo-
graphic region (EPR).

Lithologically the Upper Cretaceous of Western Kazakh-
stan is distinctly divided into two unequal parts. The lower
part consists of essentially terrigenous facies of Cenomanian
and Lower Turonian age; their thickness comes locally to
60-75 m. The top part - from Upper Turonian to the Danian
inclusively - consists of carbonate deposits 360^20 m thick
(not including the Danian stage deposits).

The leading factor that determined the Sedimentation and
organism dispersal in Late Cretaceous seas of the Platform
and Transcaspian has been their belonging during the Late
Cretaceous to the EPR. The sublatitudinal trend of the EPR
Stretch reflects the climatic zonality of the Late Cretaceous in
Western Eurasia (Naidin, 1973;NAiDiNetal., 1980a, b). The
extraordinary similarity of fauna in the west and east of the
EPR is striking. Over the enormous expanses of EPR the
same belemnites (Naidin, 1973), bryozoans (Voigt, 1967),
inocerams (Tröger, 1982) and otherfaunistic groups are pre-
sent. The biostratigraphic subdivision of Upper Cretaceous
deposits used here is justified in previously published articles
(Naidin & Kopaevich, 1977; Naidin, 1979 b, 1981).

Obvious proofs of an alternation of transgressions and re-
gressions are supplied by coastal portions of the former sea,
on which there has been a predominant accumulation of terri-
genous Sediments. Transgressions and regressions can then be
appraised by the a r e a s in volved in them . The author made an

attempt to describe the transgressions and regressions by stu-
dying sequences distant from the coastline of the Late Creta-
ceous sea in the areas with a predominant carbonate Sedimen-
tation. In such areas it is, apparently, possible to judge about
transgressions and regressions on the basis predominantly of a
reconstruction ofthedepth of palaeobasins. This conclusion
agrees with the concepts of many geologists a criterion of
transgressions and regressions can be depths fluctuations: a
deepening corresponds to transgressions, while a shallowing
- to regressions. The relation, however, between these two
pairs of concepts: deepening/shallowing and transgres-
sion/regression is much more complicated (Naidin et al.,
1980 a). The difficulty is, first of all, in establishing the rela-
tion between the phases of deepening and shallowing and the
phases of an expansion and shrinking of the palaeoaquatoria.
In any case, for shallow-water seas in the first approximation
it is a fact that their deepening corresponds a transgression and
a shallowing - a regression.

Late Cretaceous seas of Western Kazakhstan have been
shallow basins. In Eastern Precaspian just as in other parts of
the Russian Platform the depths did not exceed 50-200 m
(Naidin et al., 1980a: 3 1). On Mangyshlak the depths of Late
Cretaceous seas during the accumulation of carbonate Sedi-
ments (measures 3-7; see Fig. 1) were even smaller. During
some time intervals, when these Sediments have been accumu-
lating, phytal conditions existed. For instance, in the Upper
Maastrichtian of the Aksyirtau sequence occur forms greatly
reminding Turonian-Santonian bioherms of Nonhern France
and the Maastrichtian-Danian of Denmark, which
W. J. Kennedy and P. Juignet (1974) associate with the vital
activity of plants. The shallowness of Late Cretaceous basins
on Mangyshlak is indicated by the presence of numerous
hardgrounds surfaces formed under the effect of strong bot-
tom currents in shallow waters.

II.

The Late Cretaceous time in the evolution of palaeogeogra-
phic conditions on the face of the Earth is connected with the
expansion of the general smooth eustatic transgression, which
began in the Albian and became replaced in the middle of the
Maastrichtian by a rapid regression also of a eustatic nature
(Naidin et al., 1980a, b; Sliter, 1977; Vail et al., 1977). On
the general background of eustasy events of a smaller scale
were taking place. Part of them has apparently also been de-
termined by eustatic fluctuations of the world ocean level (re-
gressions at the Coniacian-Santonian boundary, the pre-
Campanian regression). Another part (the greatest by the
number of manifestations) has been determined by an epeiro-
genesis (Fig. 2B).

Into this scheme nicely fits the evolution of palaeogeogra-
phy in Eastern Precaspian and Mangyshlak.

Among the large regional features in the evolution of pa-
laeogeographic environments of the Late Cretaceous in the
Precaspian mention should be made of the absence of Upper
Cenomanian and Lower Turonian depostits, on one band, the
existence of rather deep-sea conditions in the Late Turonian,

on the other (Figs 1, 2B). And yet in many regions of the
World (within the USSR - in the south-west of the Russian
Platform, in the Crimea and Central Asia) in the Late Ceno-
manian and Early Turonian there has been a definite deepen-
ing of the sea. Among other places, this phenomenon can be
boldly traced on the transgression and regression diagrams for
Central Asia (Naidin et al., 1980a, Figs 4, 5). J. M. Hancock
on the basis of data for Western Europe and E. G. Kauffman
on a material obtained for North America (Hancock, 1976;
Hancock & Kauffman, 1979) refer one of the major Late
Cretaceous transgressions to the Early Turonian and associate
with the Late Turonian a substantial Late Cretaceous regres-
sion. According to R. A. Reyment (1980) in Western and
Northern Africa an extensive transgression began in the Late
Cenomanian and reached its maximum in the Early Turonian
when the Transsaharan basins became joined up in these re-
gions of Africa. Very important are data on the southern peri-
phery of the Baltic shield (Southern Sweden), according to
which a transgression took place in the very Late Cenomanian
(the Actinocamax plenus time) (Bergstrom et al., 1973).

110

%iO-,

Western Intenor
of the USA

Areas ofmanne deposits
of Ruisian Plalform

Fig. 2. A) Fluctuations of the ocean level during the Late Cretaceous. According to j. M. HANCOCK
(1976, Fig. l)andj. M. Hancock and E. G. Kauffman(1979, Fig. 4).-B) Relationsbetween the areaoc-
cupied presently by the deposits of Upper Cretaceous stages on the Russian Platform (in % of the total Piat-
form area) and the assumed depths of Late Cretaceous basins according to D. P. NaiDIN et al. (1980a,
Fig. 6). - C) Generalized curves of depth fluctuations in Late Cretaceous seas of Eastern Precaspian and
Mangyshiak.

There exist, however, quite opposite appraisals of the evolu-
tion of transgressions and regressions at the Cenomanian-Tu-
ronian boundary. So G. Ernst and F. Schmid (1979) State
that a interregional (überregional, i. e. most extensive) regres-
sion took place in the terminal Cenomanian (the "Plenus Re-
gression"); in South-Western and South-Eastern Africa an
extremely large break is present in the sequences at the Upper
Cenomanian-Lower Turonian boundary (Forster, 1975;
SiESSER, 1978), i. e. in the same way as in Eastern Precaspian
and in many other parts of the Russian Platform.

In this way marked differences become outlined in the In-
terpretation of the transgression-regression evolution during
the Late Cenomanian-Turonian. These differences way, pos-
sibly, be connected with the differences in a stratigraphic refe-
rence of transgressions and regressions. So, for instance, S.
W. Petters (1980) thinks that in Western Africa the transgres-
sion maximum took place not in the Early Turonian, as sug-
gested by R. A. Reyment, but in the Late Turonian-Conia-
cian. But it might be that there are also deeper reasons for it.

Just as on the remaining part of the Platform, there is a most
pronounced transgressive occurrence in the Precaspian of
"Pteria beds" of the Campanian base - an Early Campanian
transgression.

A very interesting feature in the evolution of the palaeo-
geography of the Eastern Precaspian is a certain sea deepening
at the very end of the Maastrichtian (Fig. 1 - diagram for Uil;
Fig. 2B). This deepening that took place on the background
of a general eustatic Late Maastrichtian regression can be de-
tected by the plankton/benthos ratio (P/B). The deepening,
apparently, corresponds a brief regional transgression, as re-

sult of which the Upper Maastrichtian deposits on the Mu-
godzhary and on the eastern flanks of the Urals rest directly
on Palaeozoic deposits and even on Precambrian rocks (Nai-
DiN et al., 1980a).

The transgressive occurence of constantly younger deposits
of the Upper Cretaceous (including the Maastrichtian) in
moving from the west eastwards in the Preurals has been
recorded by P. L. Bezrukov (1938). In the Volga region the
Lower Maastrichtian in some localities rests on the Albian.
Cases of a transgressive occurrence of the Maastrichtian are
known in Bulgaria and Italy. However, we regard all these
occurrences only as complications of a general regression at
the end of the Late Cretaceous.

On Mangyshiak the evolution of the general transgression
in the Cenomanian has been complicated by local move-
ments; and yet, just as in the Precaspian and in other substan-
tial areas of the Russian Platform, beginning with the middle
of the Cenomanian and throughout nearly the entire Late Ce-
nomanian there has been a predominance in this region of re-
gression conditions.

A very important feature in the evolution of palaeogeogra-
phy on Mangyshiak during the Late Cretaceous was the
existence in the early Turonian of sufficiently stable marine
conditions. Despite a predominance of a terrigenous Sed-
imentation (measure II), the depths of the Early Turonian ba-
sin of Mangyshiak (estimated by the P/B ratio) have been
greater than during the subsequent ages, when carbonate Se-
diments have been accumulating. In this way by the tendency
of transgressions and regressions evolution Mangyshiak du-
ring the Early Turonian approached conditions fixed for the

111

south-west of the Platform, the Crimea, Middle Asia and
many regions beyond the boundaries of the USSR (Fig. 1).

Beginning with the Late Turonian and to the beginning of
the Late Santonian, owing to a general rise of the world ocean
level a carbonate regime of Sedimentation gets estabhshed in
the area (members III and IV). The pecuharity of the regime
consisted in an extensive occurrence of CalcisphaeruHdae
("spheric" chalk). Drastic fluctuations in the completeness of
the sequences and in the thickness of separate stratigraphic le-
vels of the members III and IV indicate an unstable tectonic re-
gime of the region.

The picture substantially changes beginning with the Late
Santonian, in other words, since the beginning of the accumu-
lation of measure V, in the composition of which there is a
pronounced predominance of chalk. We associate the change
in the nature of Sedimentation, firstly, with the continued
global rise of the sea level and, secondly, with a stabilization
of the tectonic regime of the region. A combined effect of
these two factors resulted in a general equalization of local
physico-geographical environments, which led to an accu-
mulation of thick measure V. The sea depths somewhat chan-
ged throughout the accumulation time of the measures. At
certain moments, when thin bentonite bands have been for-
med, the depths could have been substantial, which is demon-
strated by a sharp reduction in the number and, sometimes,
even a complete absence of foraminiferal tests (H. Ernst,
1978). But on the whole, by the end of the accumulation of
chalk measures, the sea depths become very small, which,
among other things, is indicated by an increase in the number

of hardgrounds surfaces. We see no contradiction between
the assumed by us genereal eustatic rise of the ocean level and
the shallowing of the Campanian sea on Mangyshlak: the
shallowing is connected with a filling out of the Mangyshlak
sea by Sediments. The possibility of such a process has been
discussed previously (Naidin et al., 1980 a: 40; Naidin et al.,
1980b: 386, Fig. 10).

In this way, we refer the beginning of the transgression du-
ring which measures V have been accumulated, to the Late
Santonian. This coincides with the data of G. Ernst and
F. ScHMiD (1979), who distinguish in the GFR a "Marsupites
transgression" (beds with Marsupites occur transgressively
on Lower Turonian deposits).

An amazingly extenisve - cosmopolitan - ränge of Marsu-
pites from Australia to North America associated with a
very-very brief time interval is a doubtless proof of a global
nature of the phenomenon: this has been a moment of a most
pronounced thalassocraty.

All the transgressions mentioned have been eustatic. Ho-
wever, we think, just as T. Matsumoto (1977), that there
should not always be a complete synchroneity of regressions
and transgressions and particularly of their maxima in diffe-
rent areas. Worth attention is the explanation by N. A. Mör-
NER (1976) of "anomalous" transgressions embracing one re-
gion, but of untraceable in other regions by the effect of a
geoidal eustasy.

In the same way as in other regions of the world fhe Maa-
strichtian (organogene-detritic measure VI) of Mangyshlak
has been a time of regression.

III.

The presence of numerous discontinuities of a varying scale
is one of the characteristic features of Upper Cretaceous se-
quences on Mangyshlak and in Eastern Precaspian.

An analysis of the size of gaps is of great importance in con-
structing diagrams for transgressions and regressions. An ap-
praisal of the scale of gaps has been done for Upper Cretace-
ous strataof Eastern Precaspian. Methodssuggestedby A. A.
Saveljev (1971) have been used; they permit to appraise and
show clearly the stratigraphic scale of the hiatus. By the scale
of the stratigraphic hiatus four categories of gaps have been di-
stinguished (Fig. 3).

The stratigraphically large pre-Upper Turonin break tra-
ceable on the Platform, which determined a peculiar evolu-

tion of palaeogeographic environments at the Cenomanian-
Turonian boundary, over substantial portions of the Plat-
form, reflected the effect of a regional factor. At the same time
a stratigraphically minor interval between the Maastrichtian
and Danian can be traced all over the world and is associated
with the effect ofa global mechanism (Naidin et al., 1980 a, b;
Naidin, 1976).

It is amazing that the events at this boundary were procee-
ding on the background of a generally one cycle of carbonate
sedimentogenesis. E. Voigt (1981) with füll justification sta-
ted that coccolite-bryozoan limestones in the Danian of Eu-
rope in a natural way complete the carbonate cyclothem of the
Late Cretaceous.

IV.

Before speaking about the cUmatic conditions of the EPR
during the Late Cretaceous, a few general remarks should be
made on the palaeociimatic reconstructions.

The main factors determining a climate are: 1 ) the intensity
of solar radiation; 2) the concentration of carbon dioxide
(CO2) in the atmosphere; 3) the land/sea (ocean) ratio. Fluc-
tuations of these three factors in the geological past are the

main cause of global changes in the climate. Other factors also
affect the climate. But no matter how enormous they might be
imagined (possible migrations of continents, displacements of
the poles, etc.), they are only of a secondary, regional signifi-
cance.

The effect of the first fundamental factor, i. e. the effect of
the sun leads to the origin on the surface of the globe of clima-

112

1
n

5
4

'//.

Fig. 3. Types of gaps by the scale of stratigraphic hiatus in Upper
Cretaceous deposits of Eastern Precaspian.

The interval embraces the deposits of : 1 — Systems, 2 - parts of Sy-
stems, 3 - stages, 4 - substages, 5 - deposits are absent.
P-Permian; P-T-Permo-Triassic; Ji, j2-Lower and Middle Juras-
sic; Ja - Upper Jurassic; Lower Cretaceous: bs - Berriasian, v - Va-
langinian; h - Hauterivian; br - Barremian; ap - Aptian; alj, ai,, als -
Lower, Middle and Upper Aibian; Upper Cretaceous — see caption
of Fig. 1.

tic belts. Climatic zonality is the most important manifesta-
tion of a solar climate. Reconstructions of geological changes
in the climate are limited f irst of all by the establishment of the
climatic zonality of the past. It should be noted that in mobili-
stic palaeoclimatic constructions it is not the climatic zonality
of the globe that is reconstructed, but mainly the belonging of
a certain continent to this particular climatic zone.

We have certain Information on the changes at the end of
the Mesozoic in the second and third factors. Let us begin
with the third : the ratio of land and sea expanses. The tremen-
dous eustatic Late Cretaceous transgression, which lead to an
expansionof epicontinental basins, undoubtedly resulted also
m a general global warmmg up as compared with the Early
Cretaceous. In the middle of the Late Cretaceous, according
to lithological data and the data of isotope palaeothermome-
try (Teiss & Naidin, 1973) beyond the Polar Circle on the
70-75° of N. Lat. surface temperatures of the water were
1 5-1 7° C. A global regression at the end of the Cretaceous, as
result of which the area of the land increased and the aquatoria
shrank, must have lead to a drop in temperature.

To establish the effect of the second factor is much more
complicated. The original source of carbon dioxide in the at-
mosphere is the volcanic activity. It seems that researchers ag-
ree on this point. It seems that after the papers by S. Arrenius
and other authors at the end of last Century the greenhouse ef-
fect on the degree of heating of the atmosphere is not denied
by anybody.

M. I. BuDYKO has compiled (1980, Fig. 2-1; 1981, Fig. 3)
for the Phanerozoic diagrams of changes of volcanic activity
and CO2 concentration in the atmosphere. It follows from
these diagrams that first of all there has been a certain intensi-
fication of volcanic activity during the Cretaceous and its ob-
vious slackening down at the end of the period, which lasted
with minor variations throughout the Cenozoic; secondly, an
increase in CO2 concentration in the Late Cretaceous and a
marked decrease in this concentration (again with fluctia-
tions) during the Cenozoic. In this way these data, generelly
speaking, confirm the conclusion derived from the land/sea
(ocean) ratio effect. The real pattern has been however much
more complicated, because in the System atmosphere - land-
sea (ocean), the State of which actually determines the what
we call the climate, the CO2 content is controUed by a num-
ber of factors. The most important of them, undoubtedly, is
the photosynthetizing activity of the plants.

An expansion of angiosperms began at the end of the Early
Cretaceous epoch on land and at the same time (or maybe so-
mewhat later - in the Cenomanian) a phytoplankton "burst"
began in the oceans. Obviously a sharp increase in the number
and mass of CO2 consumers must have meant its high concen-
trations. It is true that an opposite opinion is also put forth.
M. I. GoLENKiN and Yu. V. Teslenko (see Vakhrameev,
1978: 10) associate the replacement of a predominance of
gymnosperms by angiosperms at the end of the Early Creta-
ceous with a decrease of the COi amount in the atmosphere.

Directly related to the problem of transgressions and re-
gressions is the establishment of the role of phytoplankton
and the terrestrial flora in regulating the CO2 content. When
more CO2 had been consumed (and, consequently entered
the deposits): during the periods of regression (which means
mainly by a terrestrial flora) or during transgressions (and,
consequently, predominantly by a marine flora)?

For the time being there is no satisfactory answer to this
question. D. M. McLean (1978a) assumes that a leading role
in combining the atmospheric carbon dioxide belongs to the
terrestrial flora. That is why in his opinion to the epochs of re-
gression corresponds a decrease in the CO2 content in the at-
mosphere, whereas the epochs of transgressions are characte-

113

rized by higher CO2 concentrations, which differs from the
accepted views on the leading role of phytoplanton in the con-
sumption of CO2 from the atmosphere. In this case, if we re-
member the greenhouse effect, at an expansion of terrestrial
areas a refrigeration should take place whill a warming up oc-
curs during transgressions.

The papers by D. M. McLean (1978a, b) contain quite an
extensive bibUography on this problem. Here we are going to
present briefly cur variant for the evolution of the CO2 con-
tent and the effect of this process on the evolution of the cli-
mate at the end of the Mesozoic.

The supply of the volcanic carbon dioxide in geosynclines
during the Cretaceous has, apparently, been substantial. Even
in the white chalk sequences - a most characteristic formation
of the EPR and, as it would seem, a very distant one from vol-
canic manifestations - bands of bentonite are quite usual as
well as various forms of "camouflaged volcanic material"
(MuRAVjEV, 1976).

An increase in the amount of CO2 lead, on one band, to a
rapid development at the end of the Early Cretaceous - the
beginning of Late Cretaceous of its consumers - terrestrial
and marine plants, and, on the other band, to a general war-
ming up throughout the greater part of the Late Cretaceous,
which happened on the background of a progressing trans-
gression. The absorption of CO2 by plants and a decrease in
the supply of a volcanic carbon dioxide resulted in a cooling of
the atmosphere and of the surface waters in sea basins, this, in
its turn, increasing the solubility of CO2 in the water and,
correspondingly, a rise of the CCD level. All this together
with a developing regression meant a "deterioration" of the

climate, that began, apparently, during the Early Maastrich-
tian and reached its maximum at the beginning of theDanian.

The development of the vegetable cover of the Earth de-
pending upon the land/sea (ocean) ratio and upon the CO2
content - is a self-regulating process, operatLng according to
the biospheric homeostate principle (Barinov, 1972). In a
more general form the ratio land/sea (ocean), atmosphere and
terrestrial Vegetation obey mechanisms of autocorrelation
(FUNNEL, 1981).

And now about the climatic conditions in EPR during the
Late Cretaceous. The sea basins of EPR belonged to the sou-
thern part of a wide warm climatic belt. In the middle of the
Late Cretaceous, when the aquatoria have been at their lar-
gest, the temperatures of sea water were higher than during
the Early Cretaceous. According to micropalaeontological
(Bettenstaedt, 1962; Wicher, 1953), macropalaeontological
(Jeletzky, 1951) data, as well as by the dispersal of Coccoli-
thophoridae (Reinhardt, 1973) and the data of isotope palae-
othermometry (Teiss & Naidin, 1973) a slight drop in tempe-
rature took place in the Early Maastrichtian. This fits the ab-
ove quoted scheme of the colder spells at the end of the Creta-
ceous period. However, undoubtedly, the process has been
much more complicated - the refrigeration has not been uni-
form, which is indicated by somewhat higher temperatures
(as compared with the Early Maastrichtian) recorded accor-
ding to the Late Maastrichtian fauna. It is possible that the
Late Maastrichtian warming up is associaied with the peculia-
rities of the Late Maastrichtian palaeogeography mentioned
higher up. Relatively sharp transient temperature fluctuations
may have occured at the Maastrichtian-Danian boundary
(Naidin, 1976a: 201).

The dispersal of organisms, their taxonomic diversity du-
ring the Late Cretaceous in a general scheme corresponds the
Suggestion by E. Voigt (1964) that: thermophile organisms
have been most abundant in the Cenomanian and Late Maa-
strichtian; during these time inervals the taxonomic variety
has been, correspondingly, the greatest. Such a conclusion
hardly reflects a direct effect of the temperature f actor. Simply
in the Cenomanian and Late Maastrichtian there have been
extensive shallow-water portions of the seas subjected to a
good heating.

The variety of planktonic and benthic organisms is affected
differently by transgressions and regressions. It is, probably,
possible to agree the concepts of A. G. Fischer and M. A.
Arthur (1977) that the Late Cretaceous owing to an eustatic
rise of the ocean level (which reasulted in an expansion of the
aquatoria of epicontinental seas, including the sea of the Piat-
form), represented a polytaxic episode in the biota evolution
of the pelagic zone.

Polytaxic 32 - million - year intervals were separated from
each other by shorter oligotaxic episodes. The Late Cretace-
ous polytaxic episode began in the Turonian (94 million years
ago) and ended at the end of the Maastrichtian (62 million
years), which nearly ideally coincides with accumulation ma-
ximum of an extremely peculiar formation of epicontinental

seas of the EPR - white chalk, the accumulation of which re-
flects a maximum in the abundance of the phytoplankton.

In the light of the problem on the establishment of the role
of terrestrial and marine plants in the CO2 balance of the at-
mosphere refered to in section IV of this paper, it is most im-
portant to correlate events that took place in the oceans with
those that occurred on land. Material available for the land
shows that a rearrangement of the vegetable kingdom and a
very drastic change in the evolution of insects took place at the
end of the Aptian - in the Albian - maybe during the begin-
ning of the Cenomanina (Zherikhin, 1978). A determining
role in the organic world does not belong to the largest but
most numerous organisms that have the greatest biomass
(Rodendorf & Zherikhin, 1974: 87). In the ocean such orga-
nisms were planktonic forms, while on the land - invertebra-
tes, first of all insects. It seems that times of biota rearrange-
ments (in the oceans oligotaxic episodes according to Fischer
and Arthur) of the and and sea in general have been more
lengthy. By such stages of major biogeocenosis changes was
limited on the whole the Late Cretaceous (nearly exactly cor-
responding the polytaxic episode 94-62 million years of
Fischer and Arthur): the Albian (maybe the end of the Ap-
tian) - nearly the entire Cenomanian to its beginning and the
end of the Maastrichtian - the beginning of the Danian - after
it.

114

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YANG HENG-REN, TANG TIAN-FU, LAN XIU, HU LAN-YING, YU CONG-LIU, ZHANG YI-YONG,

ZHONG SHI-LAN=' ) & WEI JING-MING'- =■)

With 2 text figures and 1 plate

ABSTRACT

Western Tarim Basin, S. Xinjiang is one of the most impor-
tant regions for study of marine Cretaceous in China. The
Upper Cretaceous strata are widespread and well developed
with about 500 m thickness. They are composed of two
transgression cycles and contain a great variety of fossils,
more than ten groups in total.

The Late Cretaceous faunal assemblages in this area belong
to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan Realm.
On the whole, they show the same features as those in the
Central Asia of USSR. The seawater from Tethys sea having
in vaded at least twice eastward the Taj ik Basin in Central Asia
of USSR entered into the Western Tarim Basin by way east-
ward of the Alai mountain Valley.

KURZFASSUNG

Das Tarim Becken in Süd-Xinjiang (NW-China) ist eines
der wichtigsten Gebiete zur Untersuchung der marinen
Kreide Westchinas. Die Oberkreide ist weitflächig aufge-
schlossen und erreicht 500 m Mächtigkeit. Die Abfolge zeigt
2 Transgressions-Zyklen und enthält eine reiche Fauna mit
Vertretern aus mehr als 10 Gruppen. Die Oberkreide Fau-
nen-Vergesellschaftungen gehören paläobiogeographisch zur

Ostmediterranen Subprovinz der Tethys; sie zeigen große
Ähnlichkeit zu gleichalten Ablagerungen im zentralasiati-
schen Teil der USSR. Das Meer aus der Tethys griff minde-
stens zweimal ostwärts über das Tajik Becken (Zentralasien,
USSR) hinaus und gelangte nach Osten über die Alai-Ge-
birgs-Furche bis in das westliche Tarim Becken.

INTRODUCTION

Situated in Northwestern China the Western Tarim Basin is
one of the most important regions for the study of marine
Cretaceous strata in China, where the Upper Cretaceous is
widespread and dominated by marine Sediments. Over the
past two decades, various prospecting teams from the petro-
geological departments have made contributions to the Classi-
fication and correlation of the Upper Cretaceous, establish-

*) Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sinica,

Chi-Ming-Ssu, Nanjing, China;
'"'■) Exploration and Development Research Institute, Xinjiang Pe-
troleum Administration, Urumchi, China.

ment stratigraphical and paleontological sequences, naming
formations and looking into the problem of transgressions.

According to previous authors, the Upper Cretaceous con-
sists ascendingly of such formations as Kukebai, Wuyitake,
Yigeziya and Tuyilouke, characterized mainly by terrigenous
clasts, carbonate rocks and evaporites, in association with
plenty of bivales, ostracods, foraminifera, gastropods, serpu-
loidea, ammonites, echinoids, brachiopods, bryozoans, di-
noflagellates, calcareous algae and sporo-poUen, some of
which, however, have not yet been studied. The Kukebai
Formation yields fossils in great abundance, and the Yigeziya
Formation comes next. In the Wuyitake Formation occurs

116

sporo-poUen, while in the Tuyilouke Formation appear only
fragmentary remains. As a result of cur study, it is suggested
that the ages of the above foimations are Cenomanian, Turo-
nian, Turonian-Senonian, Senonian-Maastrichtian and Maa-
strichtian respectively.

This paper was the results from a field investigation during
the Summer of 1 980 in such counties as Ulugqat, Yengisar and
Yarkant m southern Xinjiang (Fig. 1 ). Here is a brief account
of the Upper Cretaceous biotic aspects as well as its trans-
gresions.

STRATIGRAPHY

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Wuqia ( Uluqqot )

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Fig. 1. Locationof study area in Western Tarim
Basin, S. Xinjiang.

In W Tarim Basin, the Upper Cretaceous is widely distri-
buted along the foot of southern Mt. Tianshan and Mt. Kun-
lun. The strata, about 500 m thick, are well exposed and di-
stinct in sequence. Generally, there is an extensive spread of
fossil groups with a remarkable vertical Variation.

Based on lithology and fossils, the Upper Cretaceous may
be divided into four formations, commonly conformable
with each other. The stratigraphical sequence in ascending
Order is as foUows:

Kukebai Formation. This formation conformably
overlies the Continental Lower Cretaceous Kezelesu Group,
which may be subdivided into two members.

Lower Member: This member, 93,61 m thick, may be sub-
divided into four parts: grey whitish fine sandstones at the
base, variegated silty mud stones, mud stones intercalated
with dolomites and gypsums in the lower part; grey biomicri-
tes in the middle and dark grey mud stones intercalated with
dolomites in the upper. Atthe very base an imprint of marine
bivales Anadara was found for the first time. In the middle
and upper part there occur abundant fossils, including fora-
minifers Orientalia exilis Bykova, etc., commonly known
from the Cenomanian in Central Asia of USSR.; bivalves
Rhynchostreon and Planocaprlna (Akeche section) etc.,
known from the Cenomanian-Turonian in Asia, Europe and
America, and from the Albian-Cenomanian in Mexico and
other countries respectively; ostracods "Cytherettinella",

etc., known from the Cenomanian-Turonian in Central
Asia, USSR; dinoflagellates Cydonephelium vanophorum
Davey, etc., known mainly from the Cenomanian in Britain
and Canada. Besides, the rieh sporo-pollen characterized by
the Interulobites-Taurocusporites assemblage, which is chief-
ly composed of Schizaeoisporites spp., Interulobites spp.,
and Taurocusporttes spp., and is especially predominated by
Pteridophyta most probably of Cenomanian age. The age of
the above-mentioned fossils tends to be Cenomanian and,
consequently, the Lower Member of the Kukebai Formation
is regarded as the Cenomanian.

Upper Member: On the basis of the lithofacies and biotic
assemblages, this member, attaining a total thickness of
83,87 m, is subdivisible into two parts. The lower part con-
sists of grey Osfrea-limestones, while the upper part is com-
posed of dark grey mud stones intercalated with biomicrites,
yielding very abundant fossils, some of which such as ammo-
nites, gastropods, etc., are present only in a few beds. The bi-
valves in the lower part are represented mainly by Ostrea de-
lettrei Coquand, forming a coquina bed, known from the
Turonian in Central Asia, decreasing upward in numbers and
replaced by plenty Trigonia (Korobokovitrigonia) , Trigonar-
Cd, etc., the former being found from Barremian-Turonian in
Central Asia, Algeria, Spain and other countries, while the
latter from the Upper Cretaceous in India, Africa, Europe
and America respectively. The ammonites represented here
by Thomasites occurs widely in the beds of Tethyan region
generally thought to be early Turonian, with records from
Algeria, Egypt, Lebanon, Syria, Spain, southeastern France,
Nigeria and Turkestan. The ostracods assemblage containing
Schuleridea atraxa Mandelstam et Andreev, "Cytherettinel-
la" mandebtami Andkeev, Alatacy there turonica (Mandel-
stam), "Tetisocypris" proceraformis (Mandelstam), "Bron-
steiniana" sp., etc., known from Turonian in Central Asia of
USSR., also shows similarities to those in Egypt and other
coastalMediterranean countries. Gastropods such AsHelicau-
lax securifera (Forb.) is found from the Cenomanian-Turo-
nian in India. Dinoflagellates Odontochitina operculata
(Wetzel), is known as the zonal fossil from Campanian in E
Canada and Texas of USA. Sporo-pollen characterized by
Trisolissporites-Cranwellia assemblage contains mainly Schi-
zaeoisporites spp. and Trisolissporites spp., etc., in which the
quantity and species of Angiosperm were on the increase,
suggesting an age of Turonian. Judging from ammonites and
other fossils, it is preferable to assign the Upper Member of
Kukebai Formation to the Turonian age.

Wuyitake Formation: This formation, 87,1 1 m thick,
may be subdivided mto four parts : grey greenish, dark brown
argillaceous siltstones and silty mud stones intercalated with
thin-and thick-bedded gypsums in the lower part; white

117

t h

q y

M a

F o s s

Transgression
— Regression

„j^y^v^„._r i ij Bp;,„n reddish sandstones-conglo-
merat-es and sandstones intercala-
ted wr+h gypsums

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Brown reddish , gre_y limes+ones

Pink limestones in + ercalated with
rudist limestones

Biradiahfes bo/djuanensis , Oscuhgera
Paijenborchella cf. asiaiica .
"Bronsi'&inianci sp.

Pi nk i I mestones

Grey grey greemsh limestones,
dolomites and rudist lime-
stones mtercalated with grey
greemsh mud stones

Vaneqated siltstones

MMKHXJtAMMflflg

Dark purple mud stones intercala-
ted with gypsums

White thick bedded gypsums

Grey greenrsh ,dark brown argilla-
ceous siltstones and silty mud
stones intercglgted with gypsums

Schizaeoisporiies spp ., Senega/ospor/7es
spp., L^godium cf. obsoiefum , Xinjiang-
pollis spp.

Dark grey mud stones intercala-
ted with limestones

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Grey ostreo limestones

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Dark grey mud stones intercala-
ted with dolomites

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~n^T

J^ T Grey I ime stones

^TIT lllTP-TT-

l/ariegated Silty mud stones,
mud stones intercalated with
dolomites and gypsums

Osti^Ba delefirei , Trigoma ikorobokovitrigonia),

Trigonarca

Uvigermammina jankoi

Schu/eridea aAraxa , Alafacyfhere furonica .

' C'jtherefhnella " mandelstarni

Jhomasifes koulabicus , P/acenficeras placenta

Helicaulax securifera . ßilhfusus steliczkai,

Gyrodes teneltus

Odonfochifina opercu/afa , Pferospermella

sp.

Schizaeoisponfes spp. ^Trisolissponfes spp.^

Zlivisporis 5pp._, üabonisponfes spp.,

Jugella spp., Cranwelha spp.

Rhyncosfrean , Planocarprina , Anadara

Orienfalia ex.ilis, Placopsilma ,Haplophrag-

nium luekei

'^Cyfherefiinella" ^p. , Alafacy^here sp.

Cyclonephehum vannophorum . SubtHisphaera

sp,

Schizaeoisponfes spp. ,Inferu/obife5 spp.^

Taurocusporifes spp., CIcatr/cosispor/fes

spp., Tricolpites sp.

Legend

[^Z,

Sand- Siltstone Sandsfone Silty mud Arqilloceous Mud stone Reef Bioclostic Dolomite Gypsum Binds eye Pellet

stone -Congio- stone siltstone limestone limestone structure

merate

M A Manne strata NM Nonmarine st rata

Fig. 2. Schematic Stratigraphy of the Upper Cretaceous in Ulugqat and Yengisar districts, S. Xinjiang.

118

thick-bedded gypsums in the middle; dark purple mud stones
intercalated with gypsums in the upper and variegated siltsto-
nes at the top. So far only sporo-poUen has been found in the
lower part, consisting mainly of Schizaeoisporites spp. , Sene-
galspontes sp. and Lygodium cf. ohsoletum, in which the
Pteridophyta is predominant, bearing the same assemblage as
that of the Upper Meniber of Kukebai Formation. However,
the Angiosperm becomes even more abundant both m quan-
tity and in species, its age still belonging to Turonian. Taken
into account the sporo-pollen in the lower part as well as the
age of the overlying Yigeziya Formation, the Wuyitake For-
mation seems to belong to Turonian-Senonian.

Yigeziya Formation: According to the lithological
characters, this formation, with a total thickness of 162 m,
may be subdivided into four parts: grey, grey greenish bio-
clast-bearing micrites, calcareous microcrystalline dolostones
bearing bioclasts and rudist limestones intercalated with grey
greenish mud stones in the lower part; pink bioclast-bearing
micrites in the middle; pink forams-bearing micrites with
birds eye structure intercalated with a few reddish limestones

in the upper and brown reddish, grey bioclast-bearing micri-
tes at the top. The rudists mainly found in the lower and upper
parts, carry Osculigera and Biradiolites boldjuanensis Bob-
KOVA, the former being known to exist from the Senonia-Maa-
strichtian in Iran, while the latter from the Maastrichtian in
Central Asia of USSR. Ostracods such as Paijenborchella cf.
asiaticci Andreev in the lower part was originally reported
from the Campanian-Maastrichtian in Central Asia, USSR.
Based on the bivales and ostracods, this formation may be-
long to the Senonian-Maastrichtian age.

Tuyilouke Formation: This formation, about 80 m
thick, is disconformably or unconformably overlain by the
Paleocene Aertashi Formation. It consists of brown reddish
sandstones-conglomerates and fine to medium-grained sand-
stones intercalated with gypsums, with a few fragments of fo-
raminifers, bryozoans, echinoids and gastropods. From the
ages of the underlying and overlying formations, the Tuyi-
louke Formation may be presumably assigned to the Maa-
strichtian age.

TRANSGRESSIONS AND REGRESSIONS

Based on the characteristics of the depositional formation
of strata, lithology and fossils (fig. 2), the Upper Cretaceous
is divided into two cycles of transgressions-regressions: the
first cycle ranging from the Kukebai Formation to the Wuyi-
take Formation, and the second from the Yigeziya Formation
to the Tuyilouke Formation.

In the first cycle the base of Kukebai Formation consists
mainly of terrestrial deposits along with some gypsums and a
few marine beds, indicating the beginning of transgression,
then foUowed by grey biomicrites - dark grey mud stones -
grey Osfrea- limestones - dark grey mudstones, representing
the main phase of the transgression. The fossils contained in
the formation are dominated by benthonic and some plankto-
nic faunas, such as ostrea, bryozoans, serpuloidea and am-
monites, a fact which suggests that the depth of seawater os-
cillated between the shoal and the basinal gulf of shallow sea.
In the Wuyitake Formation there are variegated sandstones
and mud stones intercalated with several gypsum beds, reflec-
ting an accumulation mainly in a lagoonal environment as a
result of regressions. Results of sporo-pollen analysis show
that the first cycle was deposited under tropical and subtropi-
cal conditions, while the presence of gypsums at the early and
later stages was attributed to an arid climatic condition.

The second cycle differs somewhat from the first cycle in
being presented by transgression carbonate rocks of the Yige-
ziya Formation, which consist of grey biomicrites and rudist
limestones intercalated with a few mud stones, showing that
the transgression had reached its peak. The continuation of
transgression and the shallowing of depositional environment
is evidenced by pink biomicrites and pellet micrites, wherein

the birds eye structures and some rudist limestones sometimes
occur, indicating a rather shallow-water environment under
upper subtidal to intertidal condition, occasionally restricted
to the subtidal ränge, that is to say the seawater starting to re-
treat. The Tuyilouke Formation consists of brown reddish
sandstones - conglomerates and bioclast - bearing micrites in-
tercalated with gypsums, carrying fragments of foraminifers,
etc., indicating the beginning of regressive stage, presumably
to be deposited under rather hot and arid tropical environ-
ments.

From the foregoing, it is clear that after a long period of
Continental deposition in Jurassic and Early Cretaceous, there
were twice moderate transgressions in this region, one ran-
ging from Cenomanian to Turonian, the other from Senonian
to Maastrichtian. The seawater from the Tethys having inva-
ded eastward theTajik Basin in Central Asia of USSR entered
into the depression between southern Mt. Tianshan and Mt.
Kunlun of China by way eastward of the Alai mountain Val-
ley, extending eastward again to the east of Ulugqat, turning
to the southeast and reaching finally to southeastern Guma,
formin g a long and narrow shallow gulf.

In W Tarim Basin, the Late Cretaceous transgressive-re-
gressive pattem chart indicates that T7 (Global transgressive
[eustatic] peak terms of Hancok and Kauffman, 1979) Stands
for the regression, whilst T6, T8 and T9 the peak of transgres-
sion. These figures are approximately in coincidance with
those in Kauffman (1981) NE and NW China chart, but ra-
ther differ from those in the Global and S-Tibet ones in which
T7 represents a transgressive peak, while T8 and T9 refer to
two minor transgressive peaks.

119

CONCLUSIONS

1 . On the whole, the Upper Cretaceous faunal assemblages
(see pl. 1 ) in this region show the same features as those in cen-
tral Asia of USSR. They are mainly endemic in forms, belon-
ging to the Eastem Mediterranean Subprovince of Tethyan
Realm, differing, however, from that of the Southern Tibetan
Subprovince.

2. During the Late Cretaceous the seawater from the Te-
thyan sea having invaded eastward the Central Asian region of
USSR entered seperately into the western Tarim Basin by way
of the Alai mountain valley, forming a gulf of shallow sea,
which was the easternmost locahty of the Tethys in S. Xin-
jiang and which was twice undergone transgressions and re-
gressions differing somewhat from those of the global events
in the late Cretaceous period.

ACKNOWLEDGEMENTS

The writers wish to express their sincere thanks to Profs. Mu En-
ZHI and HOU YOU-TANG for their critical reading of manuscript.
They much indebted to He Cheng-QUAN, Pan Hua-ZHANG and He
GuO-XIONG for identifying some fossil groups, as well as XUE YaO-
SONG for designation a part of rock names and some Information on
the depositional environment. Particularly thanks are due to Mr.
Zou Zhi-XUE for correcting the English manuscript. Finally , the wri-
ters are grateful to those in the technological department of this Insti-
tute for taking photographs of the specimens, and drawing maps and
Charts etc.

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Plate I
The biotic assemblages of the Upper Cretaceous of the Wetsern Tarim basin, Xinjiang.

The Lower Member of Kukebai Formation:

1- 2. Anadara sp.

3. Placopsilina cenomana D'ORBlGlvfY

4. Onentaliaexilii BykOVA

5. Cydonepheliiim vanophoriim Davey
6- 7. Tauroscusporites spp.

8-10. Interulobites spp.

11-12. Cicutricosispontes spp.

13-14. Schiziieoisporites spp .

13. Tricoipites sp.

16. Cltissopollis sp.

The Upper Member of Kukebai Formation:

1- 3. Placenticeras placenta Dekay

4- 6. Thomasites koulabkiis (Kler)

7. Trigoma (Korobokovitngonia) fergMiensis Arhk.

8. Ostrea delettrei COQUAND

9. Trigonarca passyana (D'Orbigny)

10. Gyrodes tenellus Stouczka

1 1 . Helicaulax secunfera (FORB.)

12. Billifusus stoliczkai (COLLIGNON)

13. Uvigerin jninuna sp.

14. ,,Tetiwcyprii" procemformis (MandelsTAM)

15. Schuleridea atraxa Mandei.STAM et Andreev

16. ,, Broristeiniana" sp.

17. Alatacythere turomca (Mandelstam)

18. Brachy cythere sp.

19. ,,Cytheretnriella" mandelstutni Andreev
20-22. Odontochitina opercuUta (Wetzel)
23-26. Schizaeoisporites spp.

27. Tnsolisspontes spp.

28. Zlivisporis sp.

29. Gabonisporites spp.
30-3 1 . Cycadopites spp .

32. Jiigella sp.

33. Cranwellia sp.

TheWuyitake Formation :

1. Lygodiiim cf. obsoletum E. Iv.

2- 3. Schizaeoispontei spp.
5- 6. Xinjiangpollis sp.

7. Pentapollenites sp.

The Y i g e z i y a Formation :

1- 2. Osculigera sp.

3- 4. BimdioUtes boldjuanensis BOBKOVA

5. ,, Cytherettinella" sp.

6. Brachycythere sp.

7. Xestoleberis sp.

8. Paijenborchella cf. astatica ANDREEV

9. ,, Bronstetnijriti" sp.

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123

Zitteliana

123-141

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner
Mergeln (Regensburger Kreide, Nordostbayem)

Von
REINHARD FÖRSTER, ROLF MEYER & HANS RISCH"'

Mit 2 Abbildungen und 3 Tafeln

KURZFASSUNG

Aus den Eibrunner Mergeln (Obercenoman/Unterturon)
wird erstmals eine umfangreiche Ammonitenfauna beschrie-
ben; sie umfaßt 10 Arten, die 8 Gattungen zugeordnet wer-
den. Die Fauna läßt sich mit ganz ähnUchen Faunen des An-
glo-Pariser Beckens vergleichen, charakteristisch für die
obercenomane Metoicoceras geslinianum Zone der plenus-

Mergel. Die Cenoman-Turon-Grenze liegt nach planktoni-
schen Foraminiferen am Benberg unmittelbar über einer mar-
kanten Kalkmergellage (ca. 2,3 m über der Basis), die noch
vereinzelt Metoicoceras geslinianum (d'Orb.) führt. In den
Eibrunner Mergeln konnten die höhere cushmani-, ar-
chaeocretacea- und helvetica-Xont nachgewiesen werden.

ABSTRACT

An ammonite fauna from the Eibrunner Mergel (Upper
Cenomanian and LowerTuronian) is described; it comprises
10 species, referred to 8 genera. They can be correlated with
similar faunas from the Anglo-Paris Basin, equivalent to the
Late Cenomanian Metoicoceras geslinianum Zone of the Ple-
nus Marls. The correlation by planktonic foraminifers shows

that in the sequence of the Benberg the Cenomanian-Turo-
nian boundary lies just above a significant marly limestone
band with the last occurrence of Metoicoceras geslinianum
(d'Orb. ). The marls can be equated with the upper cushmani,
the archaeocretacea and helvetica Zones.

EINLEITUNG

In den 40 Jahren seit der ersten zusammenfassenden Bear-
beitung der Makrofauna der Regensburger Kreide durch
Dacqu£ (1939) sind über die Eibrunner Mergel nur wenige
ergänzende Daten (Oschmann 1958: 78; Bauberger et al.
1969: 112; Weiss 1982: 68) veröffentlicht worden. Die allge-
mein ungünstigen Aufschlußverhältnisse, das Verschwinden
vieler alter Fundstellen durch Verfüllung und Bebauung, die
Seltenheit von Makrofossilien und ihre meist mäßige Erhal-
tung bewirkten ein nur geringes Interesse bei Sammlern und
Institutionen, so daß nur wenig neue Informationen und Ma-
terial zusammen kamen. Dagegen nahm die Kenntnis der Mi-
krofaunen mit der zunehmenden Bohrtätigkeit ständig zu.

■'■') R. Forster, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und
historische Geologie, Richard- Wagner-Straße 10, D-8000 Mün-
chen 2; R. Meyer, H. RisCH, Bayerisches Geologisches Landes-
amt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22.

Dacqu6 hatte ausschließlich auf altes Sammlungsmaterial zu-
rückgreifen müssen, welches, wie er selbst bedauernd
schrieb, ,, vielfach unzureichend etikettiert" war; so ergaben
sich zwangsläufig beträchtliche Abweichungen in der strati-
graphischen Einstufung alter Fundstellen mittels Makro- und
Mikrofaunen.

Funde von Ammoniten sind in der Regensburger Kreide
insgesamt sehr selten. Die ersten Ammoniten aus den Ei-
brunner Mergeln (Acanthoceras rhotomagense [Brong.],
Calycoceras naviculare [Mant.]) erwähnte bereits Gümbel
(1868: 753). DacquE (1939) beschrieb sechs weitere Arten
(Mantelliceras mantelli [Sow.], Puzosia gesliniana [d'Orb.],
Turrilites costatus Lam., Scaphites aequalis Sow., Scaphites
rochatianus d'Orb. und Baculites subbaculoides Geinitz);
davon überstanden nur drei Exemplare die Kriegseinwirkun-
gen in München und Regensburg; C. cf. naviculare aus dem
Grünsandstein von Kapfeiberg (Taf. 4, Fig. 2, s. S. 131),

124

Abb. 1: Lageskizze des Aufschlusses im Autobahn-Einschnitt am Benberg (BAB A 93, Regensburg •
Weiden), ca. 6,5 km nördhch Regensburg (Blatt Regensburg Nr. 6938; R 4507 200, H 5438 000).

S. rochatianus (Taf. 16, Fig. 34 = Worthoceras vermiculum,
s.S. 130)und ß. SK/;'/'tiar/oic/«(Taf. 6, Fig. 6, s. S. 131) aus den
Eibrunner Mergeln vom Winzerberg. Bei den beiden anderen
abgebildeten Stücken vom Winzerberg dürfte es sich um
Fehlbestimmungen gehandelt haben. Dacque's A. rhotoma-
gense (Taf. 6, Fig. 5) entspricht weitgehend E. septemserui-
f«m (Cragin) (s. S. 132)und Af. w^nfe//; (Taf. 2, Fig. 13, 14)
P. dentonense (Mori-man) (s. S. 132). Ungeklärt bleibt die ta-
xonomische Stellung der beiden restlichen Ammoniten, da sie
weder abgebildet noch ausreichend beschrieben wurden und
auch ihr Fundort unbekannt ist.

Beim Neubau der Autobahn Regensburg-Weiden entstan-
den zahlreiche neue, wenn auch meist nur kurzfristige Auf-
schlüsse. Westlich des Regen bei Zeitlam, ca. 6,5 km nördlich
Regensburg war in bis zu 30 m tiefen Einschnitten in den
Benberg, Otterberg und Altenberg die gesamte obercenoma-

ne/unterturone Schichtenfolge vom Grünsandstein bis in die
Reinhausener Schichten aufgeschlossen. Nach einer ersten
Einstufung mittels planktonischer Foraminiferen wurde der
südlichste Einschnitt am Benberg als Standardprofil ausge-
wählt und beim 2. Kreide-Symposium in München (1982)
vorgestellt (s. Exkursionsführer: A 34). Während der Exkur-
sion wurden im tieferen Teil der Eibrunner Mergel einige
Ammoniten gefunden. Eine anschließende Grabung lieferte
eine individuenreiche, jedoch anenarme Fauna. Sie stammt
ausschließlich aus einer einzigen, ca. 40 cm mächtigen Lage
aus der obersten cushmani-Zone. Die weiter nördlich gelege-
nen Einschnitte erbrachten eine fast identische Gliederung
der Eibrunner Mergel, wobei das Faunenbild lokal vor allem
im höheren Teil sehr verarmt, vermutlich durch Verwitte-
rungseinflüsse.

125

STRATIGRAPHIE

Der Autobahneinschnitt am Benberg erschließt im Liegen-
den ca. 15 m hellgraue Massenkalke des Malm Epsilon
(Oberkimmeridge). Sie sind teilweise stärker verkarstet und
von Höhlen durchzogen. Mehrere Meter tiefe Karsttaschen
sind mit hellweißen bis tiefroten groben Sanden und Kaolin-
tonen der Schutzfelsschichten gefüllt, zum Teil mit deut-

lichen Sackungserscheinungen. Die fluviatil-terrestrischen
Füllungen schließen lokal mit cinerea. 15 cm mächtigen Lage
kohlig-schwarzer Pflanzentone ab, teils mit einem fossilen
Wurzelboden. Sie enthalten zwar zahlreiche kohlige Pflan-
zenreste, jedoch keine Pollen. Diskordant über Malm und
Schutzfelsschichten folgt mit einer fast ebenen Transgres-

feinkornige. kieselige
Kalksandsteine

dunkle Mergel

Kalkmergelbank j

P helvetica

W. archaeocretacea

1 M. geslinianum
R. cushmani

Karsttaschen mit
Sctiutzfelssctiictiten
in Schwammkalken
des Malm

Abb. 2: Lithologisches Profil im Autobahn-Einschnitt am Benberg mit der Abfolge von Schutzfels-
schichten in Karsttaschen (bis 10 m) in den liegenden Schwammkalken des Malm Epsilon, Regensburger
Grünsandstein (8,75 m), Eibrunner Mergel (ca. 7,5-8,5 m) und Reinhausener Schichten (>15 m).

126

sionsfläche der Regensburger Grünsandstein (Oberce-
noman) mit einer Mächtigkeit von etwa 8,75 m. Es handelt
sich hier um die dickbankige (1-3 m) Ausbildung eines fein-
bis mittelkörnigen Glaukonitkalksandsteins mit zahlreichen
Freß/Grabbauten und einer reichen Muschelfauna (insbeson-
dere Exogyra columba LAM., Merklinia aspera [LAM.]).
Die typische Fazies des oberen, plattigen Grünsandsteins ist
nur durch eine Abnahme der Bankmächtigkeit im oberen
Drittel angedeutet.

Mit scharfer Grenze folgen über dem Grünsandstein
7,50-8,50 m mächtige Eibrunner Mergel; genaue Mäch-
tigkeitsangaben waren nicht möglich, da zu den hangenden
kieselig-kalkigen Reinhausener Schichten ein kontinuierli-
cher Übergang besteht. Die dunkelgrauen, verwittert mehr
grünlichbraunen, Pyrit-reichen, feinsandigen, glimmerhalti-
gen, gelegentlich undeutlich feingeschichteten Mergel enthal-
ten vor allem an der Basis noch etwas gröberen Glaukonit-
sand. Der Kalkgehalt des frischen Mergels liegt (nach Salger)
etwa zwischen 6 und 34%. Der Feinsandgehalt schwankt
nach Eliminierung des unsicheren Karbonatanteils gewöhn-
lich um 20% (±10%). Ab 7,20 m steigt er stetig an von zu-
nächst 30% bis auf über 50% (bei 8 m) und zeigt so den all-
mählichen unscharfen Übergang in die Reinhausener Schich-
ten an. Die Hauptbestandteile der Eibrunner Mergel sind die
Tonminerale Montmorillonit (85% des Ton- Anteils in der
Fossillage) und lUit (15%).

Die insgesamt eintönige, uniforme, an Makrofossilien ex-
trem arme Folge wird 1,7 m über der Basis durch eine
20-40 cm mächtige, stark bioturbate Lage unterbrochen. Sie
ist gegenüber den liegenden und hangenden Mergeln von ei-
nem dichten Netzwerk von C/)o«(/nfe5-Freßbauten durch-
setzt und lieferte eine für die Eibrunner Mergel einmalig rei-
che Fauna. Die Ammoniten sprechen eindeutig für ein höhe-
res Obercenoman-Alter (Metoicoceras geslinutnum Zone).

Ab 2,10 m folgt - bei einem nach oben rasch ansteigenden
Karbonatgehalt - eine 15-20 cm mächtige, teils bankartige,
teils knollig absondernde Kalkmergel-Lage; sie führt gele-
gentlich noch Einzelklappen größerer Bivalven, M. geslima-
num, Sciponoceras und Actinocamax sp. Darüber setzen er-
neut die dunklen, uniformen Mergel ein, die ab 8 m kontinu-
ierlich in die hellen Reinhausener Schichten übergehen. Nach
dem mikropaläontologischen Befund mittels planktonischer
Foraminiferen reicht die obercenomane cushmani-2.one bis
mindestens 2,3 m, d. h. bis über die Kalkmergelbank. Ab
2,6 m tritt erstmals Whiteinella archaeocretacea (Pessagno)
auf (Grenzbereich Cenoman/Turon = Zone ä grandes Glo-
bigeruies Sigai ) und reicht bis mindestens 3,6 m. Ab 4 m
setzt Praeglobotruncana helvetica (Bolli) ein und ist bis
6,9 m nachweisbar, d. h. ab hier gehören die Mergel ins Un-
terturon. In den höheren Partien des Profils kommt es zu ei-
ner zunehmenden Verarmung an kalkschaligem Plankton,
während der Anteil an Sandschalern zunimmt. Dieser schein-
bare faunistische Wechsel ist zumindest lokal auf die starke
Entkalkung bei späteren Verwitterungsvorgängen zurückzu-
führen, wobei gleichzeitig eine deutliche Aufhellung der
dunklen Mergel durch die Oxydation des hohen, feinveneil-
ten Pyritgehalts erfolgte. Das dürfte auch der Grund dafür
sein, daß hier am Benberg Marginotruncana schneegansi (Si-
gal) und damit die schneegansi-Zone für den oberen Teil der
Eibrunner Mergel nicht nachgewiesen werden konnte wie am

Mühlberg bei Bad Abbach ca. 15 km weiter südlich (Weiss
1981: 281).

Ab 7,5 m schalten sich zunehmend dünne kieselige, fein-
körnige Kalksandsteinlagen ein, bzw. in verwittertem Zu-
stand helle, leichte Kieselskelensandsteine, bis schließlich ab
8,5 m die kieselig-kalkige Fazies der Reinhausener
Schichten vorherrscht. Diese werden nach 10-15 m durch
tertiäre Rotlehme und Sande gekappt und überdeckt. Die
Reinhausener Schichten enthalten nur eine arme Makro- und
Mikrofauna (Bivalven, u. a. Inocerumus labiatus Schloth.,
Seeigelreste, Sandschaler). Sie sind reich an Schwamm-Spicu-
lae. Schon im tiefsten Teil (erstmals bei 8,4 m) treten zwi-
schen den bis zu 1 m mächtigen, von Homsteinen durchsetz-
ten hellen Kalksandsteinbänken einzelne dünne (bis 0,25 m)
mürbe Glaukonitsandmergel-Lagen auf mit einer armen
Sandschalerfauna und mit Fischzähnchen.

Der mikropaläontologische Befund lieferte folgende Glie-
derung:

9,70 m (A 80/82) Rugoglobigerinidae

Arenobulimina sp.
Psammosphaerea sp.

6,90 m (A 78/82) Praeglobotruncana helvetica (BOLLi)

Whiteinella archaeocretacea PesSAGNO
Whiteinella brittonensis

(LOEBLICH & TaPPAN)
Hedbergella sp.
Gavelinella sp.
Frondicularia sp.
Margmulina sp.
Dentalina sp.
Psarnrnosphaera sp.
Ostracoda: Cytherelloidea sp.
Alter: helvetica-'Lone

5,40 m (A 77/82) Praeglobotruncana aionalensis (SlGAL)

Lingulogavelinella globosa (BrotZEN)
Gavelinella div. sp.
Arenobulimina div. sp.
Psarnrnosphaera sp.
Fischzähnchen

4,00 m (A 76/82) Praeglobotruncana helvetica

(vergl. RlSCH, 1983: Taf. 1, Fig. 7-9)

Praeglobotruncana praehelvetica

Praeglobotruncana stephani (Gandolfi)

Dicarmella hagni (Scheibnerova)

Hedbergella sp .

Gavelinella div. sp.

Lenticulina sp.

Marginulina sp.

Neoflabellina sp.

Psarnrnosphaera sp.

Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens
POKORNY

Cytherelloideidae u. a.

Alter: tiefste helvetica-'Lone

3,60 in (A 75/82) Praeglobotruncana gibba Klaus

Praeglobotruncana stephani
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paradubia (SiGAL)
Hedbergella sp .
Eggerellina mariae Ten Dam
Gavelinella div. sp.
Lenticulina div. sp.
Margmulina sp.
Frondicularia sp.

127

Ostracoda:

Isocytherets grosiouvrensis DONZE

Cytherelloideidae

Alter: archaeocretacea-2,one

3,30 m (A 74/82) Whttemella archaeocretacea

(vergl. RiSCH, 1983: Taf. 1, Fig. 4-6)
Whiteinella hrittonensis
Whitemella haltica DOUGLAS & Rankin
Praeglobotruncana praehelvetica
Hedbergelia sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Neoflabelhna sp.
Frondicularta sp.
Ammodiscus sp.
Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens
Cytherelloideidea
Isocythereis grossouvrensis
Bryozoen
Seeigelstacheln
Fischzähnchen
Alter: archaeocretacea-2,one

3,10 m (A 73/82) Praeglobotruncana stephani

Praeglobotruncana gtbba
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Lenticulina div. sp.
Frondicularia sp.
Dentalina sp.
Neoflahellina sp.
Textulariidae
Rzehakma sp.
Ostracoda:

Rehacythereis äff. kodymi POKORNY
hocythereis grossouvrensis
Cytherelloideidea u. a.
Alter: archaeocretacea-2one

2,80 m (A 49/81) Whiteinella bnttonensis

Whiteinella archaeocretacea

Whiteinella paradubia

Kalkschalerbenthos

Sandschaler

Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens

Alter: archaeocretacea-7.one

2,60 m (A 72/82) Praeglobotruncana stephani

Whiteinella archaeocretacea
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae
Ramulma sp.
Lenticulina div. sp.
Gavelinella div. sp.
Rzehakma sp.
Ostracoda:

Cythereis äff. fournetensis DamOTTE
Isocythereis grossouvrensis
Bairdoppilata acuticauda praecedens
Cytherelloideidae
Fischzähnchen
Alter: archaeocretacea-Xone

2,30 m (A 71/82) unmittelbar über den Kalkmergeln

Rotaltpora cushmani (MORROW)
Hedbergella sp.
Lenticulina sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Guttulina sp.

2,10 m(A 70/82)

1,80 m(A 47/81)

Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens

Bairdoppilata litorea PoKORNY

Pterygocythereis sp.

Cytherelloideidae

Alter: oberste cushmani-Zone

Mergel über der C/)o«(/mes-Lage
Rotalipora cushmani (ver^\. RiSCH, 1983:

Taf. , Fig. 1-3)
Praeglobotruncana gibba
Hedbergella gr. delrioensis (Carsey)
Gavelinella sp.
Nodosaria sp.
Stensiöina sp.
Marginulina sp.
Lenticulina sp.
Rzehakma sp.
Gaudryina sp.
Ramulina sp.
Ostracoda:

Isocythereis grossouvrensis
Bairdoppilata acuticauda praecedens
Bairdoppilata litorea
Inoceramenprismen
Alter: cushmani-Xone

Chondrites-L^^e

Praeglobotruncana stephani

Whiteinella bnttonensis

Kalkschalerbenthos

Sandschaler

Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens

Isocythereis grossouvrensis

Cythereis cf . reticulata JONES & HlNDE

Idiocythere sp. A. DONZE

Seeigelstacheln

Bryozoen

Fischzähnchen

Inoceramenprismen

Alter: cushmani-Zone

Rotalipora cushmani

Dicarinella algenana (CarON)

Praeglobotruncana gibba

Praeglobotruncana stephani

Whiteinella bnttonensis

Kalkschalerbenthos

Sandschaler

Ostracoda:

Bairdoppilata acuticauda praecedens

Alter: cushmani-Xone

0,20-0,30 m (A 44/81) über Regensburger Grünsandstein
Rotalipora cushmani
Rotalipora deeckei (FRANKE)
Kalkschalerbenthos
Sandschaler
Alter: cushmani-Xone

(A 69/82) Basis der Eibrunner Mergel unmittelbar

über dem Grünsandstein
Hedbergella sp.
Gavelinella sp.
Dorothia sp.
Arenobulimina sp.

(stengeiiger Glaukonit)

Nach dem mikropaläontologischen Befund ergibt sich fol-
gende Gliederung der Eibrunner Mergel: Die tiefsten 2,3 m
gehören noch zum Obercenoman (cMshmani-2.one); darüber
folgen ca. 1,7 m Mergel der archaeocretacea-Zont und ab
4 m über der Basis beginnt die helvetica-7,one des Untertu-
rons.

0,80 m(A 45/81)

128

PALÄOGEOGRAPHIE

Die Regensburger Kreide verdient als nördlicher Randbe-
reich der Tethys bei jeder Nord-Süd-Korrelation innerhalb
Mitteleuropas besondere Beachtung. Die immer wieder ange-
führten engen Faunenbeziehungen zur Sächsisch-Böhmi-
schen Kreide sind auf die sehr ähnlichen faziellen (und damit
ökologischen) Verhältnisse in geologisch vergleichbaren
Räumen am Rande des Böhmischen Massivs zurückzuführen
und nicht aui eme direkte Meeresverbindung über die Mit-
teldeutsche Schwelle; bei allen Faunen handelt es sich um rein
benthonische Gemeinschaften - Bivalven, Gastropoden und
Echinodermen - mit einem hohen Anteil an Endobenthon-
ten. Eine unmittelbare Verbindung über die Mitteldeutsche
Schwelle bestand nach allen bisher gewonnenen paläogeogra-
phischen Befunden in der Regensburger Kreide weder zur
Zeit der Eibrunner Mergel noch später. Ein Faunenaustausch
war jedoch immer über den kurzen Umweg um das Böhmi-
sche Massiv und die östlich davon gelegene Meeresverbin-
dung gegeben.

Der Aufschluß am Benberg liegt noch im Zentrum des Gol-
fes von Regensburg. Während jedoch beim Grünsandstein
eine deutliche Abnahme der Gesamtmächtigkeit gegenüber
dem Bad Abbacher Raum zu beobachten ist (von 16 m
[OscHMANN 1958: 70] auf 8,75 m), nimmt der Eibrunner
Mergel an Mächtigkeit zu (von 6,2 m auf über 8 m). Die Ce-
noman/Turon-Grenze fällt in beiden Gebieten in den unteren
Teil der Eibrunner Mergel (um 2 m [Weiss 1981] bzw. 2,3 m
über dem Grünsandstein). Erst weiter nördlich im Randbe-
reich bei Amberg reduziert sich die Mächtigkeit stärker
(1-3 m, Meyer, 1981), wobei der obercenomane Anteil
(cushmani-Zone) bisher noch nicht nachgewiesen werden
konnte. Das nördlichste Vorkommen an der Postleite west-
lich Sulzbach liegt schon sehr nahe der damaligen Küstenlinie.
Die Reinhausener Schichten erreichen am Benberg mit mehr
als 15 m annähernd die Werte von Bad Abbach (15-25 m).

VORKOMMEN DER MAKROFOSSILIEN UND IHRE ERHALTUNG

Fossilfunde smd in den Eibrunner Mergeln relativ selten;
das gilt auch für die Benberger Abfolge. Lediglich eine
schmale Schicht lieferte eine individuenreiche, jedoch relativ
artenarme Fauna. 1,70 m über dem Grünsandstein kündigt
sich ein Wechsel der ökologischen Bedingungen von den uni-
formen nahezu (makro)fossilleeren Mergeln im Liegenden zu
der fossilreichen Lage durch das plötzliche, massenhafte
Auftreten von Chondrites an. Nach 20-30 cm nimmt die
Dichte des Freßbauten-Netzwerkes rasch ab; es verschwindet
schließlich ganz noch vor dem Einsetzen der hangenden
Kalkmergel. In den Kalkmergeln fehlt Chondrites; sehr sel-
ten treten dagegen Bauten vom Spongeliomorpha-Thalassi-
noides -Typ auf, die im oberen Grünsandstein bzw. in den
Reinhausener Schichten (hier mit dem Erzeuger Callianassa
antiqua Roemer) sehr häufig vorkommen. Mit der Bioturba-
tion setzt auch die Fossilführung ein. Die größte Fossildichte
lag etwa im mittleren Bereich der Chondrites-Lage; sie nimmt
gegen die Kalkmergelbank ebenfalls rasch ab. Aufgrund von
Einregelung und den allgemeinen Einbettungsbedingungen
muß auf eine ausreichende Wasserbewegung geschlossen
werden, die zum Antransport der parautochthonen/al-
lochthonen Fauna -es handelt sich um eine Taphozönose-
genügte. Aufarbeitungsspuren fehlen selbst bei den dünn-
schaligen Pectiniden; nur bei den Ammoniten kommen Scha-
lenfragmente häufiger vor. Die Fauna ist meist nesterartig an-
gereichert. Die dominierenden Exogyren, Ostreidae und Pec-
tiniden sind in den Genisten nicht selten in dichter Packung
ineinander verschachtelt und verschuppt, häufig zusammen
mit kleinen Gastropoden und mit Worthoceras. Es liegen
meist Einzelschalen vor. Bei den Ostreidae überwiegen die
stark gewölbten linken Klappen (links : rechts = 3:1).

Die Fauna setzt sich größtenteils aus kleinen Individuen
(<40 mm) und Bruchstücken (bei den Ammoniten) zusam-
men. Adulte Exemplare großwüchsiger Arten sind seltene
Ausnahmen und meist nur als Bruchstücke sowohl beim Ben-

thos als auch beim bodenbezogenen Nekton: je ein Exemplar
von Bathrotomana cf. linearis (M.'^nt.) mit 1 10 mm Durch-
messer, Gervillia sp. mit 76 mm, bzw. mehrere Reste von
Metoicoceras mit 120 mm, Actinocamax plenm (Blainv.)
mit 80 mm. Bei Exogyra überwiegen Schalen jugendlicher
Individuen unter 1 5 mm; lediglich die hangenden Kalkmergel
enthalten vereinzelt größere Stücke bis zu 40 mm.

Die Fauna ist insgesamt stark verdrückt. Gastropoden und
Ammoniten liegen nur als verdrückte Steinkerne vor. Häufig
sind die Innenwindungen der Ammoniten leicht pyritisiert.
Die Lobenlinien sind nur selten erhalten und dann defor-
miert.

Die aufgesammelte Fauna (1389 Stücke) setzt sich zusam-
men aus:

Bivalven 916 (66%)

Ammoniten 327 (24%)

Gastropoden 117 (8%)

Vermes 16

Einzelkorallen 6

Belemniten 4

Krebse 3

Dazu kommen noch C;War«-Stacheln, zahlreiche Schup-
pen, Wirbel und sonstige Reste von Fischen, selten Holz- und
Blattreste. Durch die ± selektive Aufsammlung sind die
Ammoniten im vorliegenden Material gegenüber den Mu-
scheln, insbesondere den Exogyren (642 Stücke = 46%) und
den Pectiniden (149 = 11%) zu stark vertreten. Die Fauna
enthält u. a. folgende Arten: Gervillia ci.forbesiana d'Orb.,
Inoceramus (I.) ex gr. pictus (Sow.), I . pictus bohemicus Le-
ONHARD, Syncydonema orbicularis (Sow.), S. memhranacea
(Nilsson), Camptonectes cf. virgatus (Nilss.), Neithea
(Neithella) notabilis (Münst.), Neithea (N.) quinquecostata

129

(Sow.), N. gibbosa (Pulteney), Rhynchostreon columbum
(Lam.), Amphidonte conica (Sow.), Pycnodonte vesicularis
(Lam.), Rastellum (Arctostrea) carinatum (Lam.), Bathroto-
maria cf. linearis (Mant.) Turritella sexlineata Roemer,
,,Voli4ttlithes"elongatus d'Orb., Aporrhais (Lispodestbes)
sp., Natica cf. cretacea Goldf., Hamulus septemsulcatus
(Cotta), Cidaris sp., Actinocamax plenus (Blainv.); es feh-
len Brachiopoden.

In den hangenden 15-20 cm Kalkmergeln nimmt die Fos-
silführung rasch ab. Die obersten Partien enthalten nur noch
eine spärliche Fauna; meist sind es Einzelklappen größerer
Muscheln, vereinzelt auch noch Metoicoceras geslinianum.
Actinocamax plenus kommt ausschließlich in den obersten
15 cm der Kalkmergelbank vor. In dieser Beschränkung auf
einen geringmächtigen Horizont besteht eine auffallende
Ähnlichkeit mit Niedersachsen, wo A. plenus ebenfalls nur
in der sog. plenus-'&unk im basalen Rotpläner auftritt (vergl.
Ernst et al., 1983: 536); eine charakteristische Chondntes-

Lage an der Basis dieser pi/en«s-Bank (op. cit.: 545, 550) ver-
stärkt diesen Eindruck.

Auch bei den Ammoniten läßt sich eine gewisse Verteilung
innerhalb des Profils erkennen. Calycoceras naviculare tritt
bereits an der Basis der Cbondrites-Ln^e auf und reicht mit
einzelnen Fragmenten größerer Individuen bis in den tieferen
Teil der Kalkmergelbank. Die kleinwüchsigen Formen Wor-
thoceras, Hemiptycboceras, Vascoceras und kleine Exemplare
von Euomphaloceras, Sciponoceras und Pseudocalycoceras
sind ausschließlich auf den mittleren Bereich der Chondri-
tes-Lage (mit der größten Fossildichte) beschränkt; nicht sel-
ten (besonders bei Worthoceras) kommen gleich mehrere Ex-
emplare zusammen mit kleinen Gastropoden und Bivalven
vor. Die höheren Partien der Chondrites-Lage und die dar-
über liegenden Mergel lieferten in nach oben abnehmender
Zahl einzelne, meist größere Fragmente von Calycoceras,
Pseudocalycoceras und Metoicoceras. In den obersten Kalk-
mergeln ist nur noch Metoicoceras vertreten.

SYSTEMATISCHER TEIL

BESCHREIBUNG DER AMMONITEN

Familie Ptychoceratidae Meek, 1876

Gattung Worthoceras Adkins, 1928

Worthoceras vermiculum (Shumard, 1860)
Taf. 1, Flg. 1-9

1860 Scaphites vermiculus, ShumarD: 594

1939 Scaphites rochatianus D'Orb., Dacqu£: 89, Taf.' 16, Fig. 34

Abmessungen :

1942 Worthoceras gibbosum, MOREMAN: 215, Taf. 34, Fig. 7, 8,

Abb. 2q
1972 Worthoceras gibbosum, COBBAN & SCOTT: 43, Taf. 17, Fig. 2
1972 Worthoceras vermiculum, CoBBAN & SCOTT: 43
1980 Worthoceras vermculum, Marcinowski: 248, Taf. 2, Fig. 5, 6

Synonymie in Marcinowski (1980: 248)

Material : 9 stark verdrückte, annähernd vollständige Ex-
emplare, ca. 50 Anfangsspiralen, selten als pyritisierte Stein-
kerne (BSP 1982 XIX 53-65).

D/dx

S/dx

1982 XIX 53

158

104

40 (0,25)

40(0,25)

1,9

0,9

1982 XIX 54

119

29 (0,36)

35 (0,44)

1,8

0,8

1982 XIX 55

130

27 (0,33)

38 (0,46)

2,0

1,0

1982 XIX 56

-135

27 (0,34)

37(0,46)

2,0

1,0

1982 XIX 57

128

-20 -(0,33)

27(0,45)

2,4

1,4

1982 XIX 58

121

26 (0,35)

30 (0,40)

2,0

1,0

1982 XIX 59

140

—

22 (0,31)

34 (0,49)

2,3

1,3

1982X1X60

117

24 (0,36)

30 (0,45)

2,3

1,3

1982X1X61

106

21 (0,35)

— —

2,0

1,0

D Gesamtlänge; WH maximale Windungshöhe; d Durch-
messer Anfangsspirale; Wh Windungshöhe Anfangsspirale; S
Länge Schaft/Haken; dx Durchmesser Anfangsspirale, ge-
messen in Richtung Haken.

Beschreibung und Beziehungen: In der Fauna vom
Benberg stellen Reste dieser kleinwüchsigen Gattung einen
relativ hohen (22 %) Anteil. Meistens liegt nur die evolute An-
fangsspirale vor, überwiegend flach verdrückt oder selten
auch als pyritisierter Steinkern. Die wenigen vollständigen
Stücke stimmen teils mit gleichgroßen Exemplaren von
W. vermiculum überein, teils mit W. gibbosum. Der evolu-
ten Anfangsspirale mit ca. 5 Umgängen folgt ein Schaft von
unterschiedlicher Länge. Es lassen sich zwei Morphotypen
unterscheiden:

1 . Stücke mit einem relativ schlanken, langgestreckten Schaft
(D: dx 2.3-2.4) und einer nur geringen Zunahme der Win-
dungshöhe am Ende der Anfangsspirale und im Bereich
des Schaftes. Sie entsprechen den Maßverhältnissen bei
W. vermiculum.

2. Stücke mit einem relativ kurzen massiven Schaft (D: dx
1 .9-2 .0), wobei die Windungshöhe bereits auf dem letzten
halben Umgang der Anfangsspirale stark zunimmt und
beim Haken maximale Werte erreicht; sie entsprechen
W. gibbosum.

Bei beiden zeigt sich gelegentlich auf der Anfangsspirale
(seltener auf dem Schaft) eine flache, weitständige Berippung
und eine feine Streifung. Der Mundsaum erscheint bei dem

130

schlanken vermiculum-Typ gelappt (mit Ohr), während er
bei dem gedrungeneren gibbosum einfach schräg abgestutzt
ist. Das Nebeneinander dieser beiden sehr ähnlichen Formen,
die annähernd gleiche Häufigkeit und der Besitz von Ohren
bei der kleinwüchsigeren Morphospezies deutet auf ein Di-
morphenpaar hin mit VV. vermiculum als Mikrokonch und
W. gibbosum als Makrokonch.

Von dem typischen W. rochatianum (d'Orb. ) aus dem hö-
heren Türen Frankreichs (Marcinowski 1980: 248 auch aus
dem mittleren Cenoman von Mangyshlak, UdSSR) unter-
scheidet sich das vorliegende Material durch eine evolutere
Anfangsspirale, ein längeres AufroUungsstadium (über 5
Umgänge), und einen relativ kurzen Schaft. Die von Wied-
MANN (1965: 439) als Unterscheidungsmerkmal gegenüber äl-
teren Vertretern betonte dorsale Einbuchtung auch auf dem
Schaft ist beim vorliegenden Material ebenfalls entwickelt.

Dacque (1939: 89) beschrieb aus den Eibrunner Mergeln
des ca. 5 km südlich gelegenen Winzerberges einen Rest als
Scaphites rochatianm (d'Orb.); das in Erhaltung, Habitus
und Abmessungen gleichartige Stück (BSP AS XVII 10) liegt
interessanterweise in einem identischen bioturbaten dunklen
Mergel vor.

Vorkommen : W7. gibbosum und W. vermiculum kom-
men in Colorado (Cobban & Scott 1972: 22, Schicht 9-11)
zusammen mit E. septemseriatum (Cragin), C. naviculare
(Mant.) und P. dentonense (Moreman) in der S. gracile-
Zone des Obercenoman vor. Marcinowski (1980: 249) gibt
ein Vorkommen im mittleren Cenoman von Mangyshlak und
im oberen Cenoman von Kopet-Dag in der UdSSR an. Die
von Kennedy (1971 : 5, Taf. 63, Fig. 3) aus dem unteren und
mittleren Cenoman Südenglands angeführten Stücke entspre-
chen mit einem langgestreckten Schaft mehr W. rochatia-
num.

Familie Hamitidae Hyatt, 1900
Gattung Hemiptychoceras Späth, 1925

Hemiptychoceras cf. reesidei Cobban & Scott, 1972
Taf. 3, Fig. 9-10

Material: 3 Fragmente (Knie und Teile des Schafts [BSP
1982 XIX 49-50])

Abmessungen :

Rippenzahl

Phragmokon Schaft

1982 XIX 49

9,8

5,1

10 8

1982X1X50

4,8

12 8

1982X1X37

~ 5

5,0

Beschreibung und Beziehungen: Die drei vorlie-
genden Fragmente stimmen in Größe, Form und Skulptur mit
H. reesidei Cobban & Scott (1972: 45, Taf. 17, Fig. 7, 8)
überein: dicht gedrängt stehende Rippen auf dem Phragmo-
kon und dem Knie und ein Wechsel zu einer weniger dichten
Berippung auf dem terminalen Schaft. Der Rippen-Index ist
gegenüber Cobban's Material etwas größer: 10-12 Rippen
pro zugehöriger Windungshöhen-Distanz auf dem Phrag-
mokon, 8 auf dem Schaft (gegenüber 10 bzw. 5,5). Die Rip-
pen erscheinen auf den Regensburger Steinkernen etwas zu-

gespitzt und gegenüber dem Intervall etwas schmaler, ver-
mutlich bedingt durch die Erhaltung. Die Sutur ist nicht er-
halten. Wie bereits Cobban & Scott für ihre beiden Stücke
betonten, unterscheidet sich auch das vorliegende Material
von den wenigen bislang bekannten älteren Vertretern
(H. gaultinum Pictet u. a., vergl. Scholz 1979: 20, Marci-
nowski 1980: 251) nicht nur durch die sehr viel geringeren
Ausmaße, sondern vor allem durch das Fehlen jeglicher pe-
riodischer Einschnürungen. In der dichten Berippung mit
scharfen, leicht schräg verlaufenden Rippen (Index 13) und
fehlenden Einschürungen weist Plesiohamites multicostatus
(Brown) (vergl. Kennedy 1971: 7) eine gewisse Ähnlichkeit
auf (abgesehen von der Größe). Das in den Abmessungen
ähnlich kleine Metaptychoceras smithi (Woods: 1896: 74,
Taf. 2, Fig. 1, 2) aus dem Oberturon Englands hat eine
gleichmäßigere Berippung ohne den auffälligen Wechsel zu
einem gröberen Modus auf dem terminalen Schaft.

Vorkommen://, reesidei Cobban & Scott ist bisher nur
durch zwei Fragmente aus der gracile-7.one von Colorado
bekannt.

? Hemiptychoceras sp.
Taf. 3, Fig. 11

Material: 2 verdrückte Schaftfragmente aus den basalen
Partien der Kalkmergel (BSP 1982 XIX 51-52).

Abmessungen :

Rippenzahl

1982X1X51

5-6

1982X1X52

7-8

Bemerkungen: Die geringe Zahl an morphologischen
Merkmalen und deren große Variabilität erschweren eine Ab-
grenzung und Zuordnung aller nur bruchstückhaft überlie-
ferten Reste von Hamitiden. Das gilt auch für die beiden vor-
liegenden Fragmente. Die prorsiradiaten, relativ schrägüber
die Flanken verlaufenden Rippen queren das Gehäuse extern
wie intern ohne jede Unterbrechung. In beiden Merkmaien
weichen sie deutlich von der üblichen Entwicklung innerhalb
der Gattung Humites ab, u. a. auch von den aus dem Ober-
cenoman und Unterturon von Colorado unter Stonohamites
cf. 5. Simplex (d'Orb.) (Cobban & Scott 1972: 44) beschrie-
benen Resten. Mit dem schrägen Rippenverlauf im gesamten
Bereich des Schaftes lassen sie sich jedoch auch schlecht bei
Hemiptychoceras einordnen. Erst weiteres, vollständiger er-
haltenes Material wird die taxonomische Stellung klären kön-
nen.

Familie Baculttidae Meek, 1876

Gattung Sciponoceras Hyatt, 1894

Sciponoceras sp.

Material: Zwei Bruchstücke jugendlicher Individuen
(BSP 1982 XIX 66-67).

Abmessungen: L 13, Wh 5; L 12, Wh 4,8 mm

Bemerkungen: Die Skulptur ist bei den beiden Frag-
menten jugendlicher Individuen noch zu schwach entwickelt,

131

um sie einer Art zuordnen zu können. Dagegen könnte es sich
bei dem von DacquE (1939: 90, Taf. 6, Fig. 6; BSP AS XVII
9) als Baculites iubbaculoides Geinitz abgebildeten Bruch-
stück vom Winzerberg durchaus um einen Rest von S. gracile
(Shumard) handeln. Entgegen DacquE's Abbildung ziehen
auf dem Stück (L 28, Wh 10) 5 flache Rippen (Rippenin-
dex 3) schräg über die Flanken, wobei sie auf der Dorsalseite
nur noch schwach angedeutet sind.

Familie Acanthoceratidae De Grossouvre, 1894

Unterfamilie Mantelliceratinae Hyatt, 1903

Gattung Calycoceras Hyatt, 1900

Calycoceras (Calycoceras) naviculare (Mantell, 1822)
Taf. 2, Fig. 8-12

1822 Ammomtes navicularts, Mantell: 198, Taf. 22, Fig. 5

1980 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, MarcinowskI: 301,
Taf. 14, Fig. 1-2

1981 Calycoceras naviculare, KENNEDY, JUIGNET& HANCOCK: 40,
Taf. 4-6, Taf. 7, Fig. 1-3, Taf. 15, Fig. 4-6, Taf. 17, Fig. 4,
Abb. 8, 9, IOC, IIA-C

1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, KENNEDY & JUIGNET:

29, Abb. 6b-c
1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, Wright & KENNEDY:

34, Taf. 4, Taf. 5, Fig. 1-3, Abb. 13, 14c-e
Synonymie in Wright & KENNEDY (1981: 34)

Material: 7 annähernd vollständige, jedoch stark ver-
drückte Exemplare, über 50 Fragmente (BSP 1982 XIX
23-35)

Abmessungen:

D Wh

1982X1X23 110 50(0,45)

1982X1X24 105 45(0,43)

1982X1X25 70 31(0,44)

1982X1X26 64 29(0,45)

1982X1X27 45 20(0,44)

1982X1X28 36 17(0,44)

1982X1X29 31 14(0,45)

1982X1X30 27 13(0,46)

AS XVII 8 34 16(0,47)

28
18

(0,28)

(0,27)

(0,26)

18 (0,28)

12,5(0,28)

10,5 (0,29)

8,5 (0,27)

7 (0,26)

7 (0,21)

Rippen

39
>30

Bemerkungen: C. naviculare ist in den letzten Jahren
wiederholt beschrieben worden (Kennedy 1971, Kennedy et
al. 1981,CooPER 1978, Wright et al. 1981). Die meisten Au-
toren wiesen auf die große Variabilität dieser weltweit ver-
breiteten Art hin. Beim vorliegenden Material fällt auf, daß es
selbst auf den Innenwindungen kaum zu einer Bildung von
Knoten kommt (abgesehen vom Umbilikalknoten); ab
Durchmessern von 25 mm verschwinden sie vollständig. Die
Zahl der Rippen pro Umgang schwankt zwischen 28 und 32,
erreicht jedoch auch Werte bis zu 39 Rippen (BSP 1982 XIX
25).

DacquE (1939, Taf. 4, Fig. 2) bildete unter A. naviculare
einen Rest aus dem Grünsandstein von Kapfeiberg ab; es ist
der bislang älteste bekannte Ammonit aus der Regensburger
Kreide (Taf. 2, Fig. 5). Das kleine Exemplar fällt mit einer
extrem geringen Rippenzahl (24 pro Umgang), vor allem je-
doch wegen des außergewöhnlich engen Nabels und der sich

weit umfassenden Umgänge (Wh :D 0,47; U :D 0,21, vergl.
Tabelle) aus dem üblichen Rahmen. Die Erhaltung dieses für
das Alter des Grünsandstein wichtigen Stückes ist leider zu
schlecht, so daß hier offen gelassen werden muß, ob es sich
tatsächlich um einen Vertreter der Gattung Calycoceras han-
delt. In allen angeführten Merkmalen und in der Andeutung
schwacher Umbilikal- und Ventrolateralknoten zeigt das
Stück große Ähnlichkeit mit dem obercenomanen Protacan-
thoceras mvolutum Thomei, 1972.

Vorkommen: Wright & Kennedy (1981: 36) geben für
Calycoceras naviculare eine nahezu weltweite Verbreitung
im Obercenoman an (Metotcoceras geslinianum Zone,
5. gracile Zone).

Gattung Pseudocalycoceras Thomel, 1969

Pseudocalycoceras dentonense (Moreman, 1942)
Taf. 2, Fig. 1^

1939 Acanthoceras (Mantelliceras) mantelli, DacquE: 87, Taf. 2,

Fig. 13-14
1942 Eucalycoceras dentonense , MOREMAN:205, Taf. 33, Fig. 4, 5,

Abb. 2k
1972 Pseudocalycoceras dentonense, COBBAN & SCOTT; 63, Taf. 13,

Fig. 11-29, Taf. 15, Fig. 1-7, 10-13
1981 Pseudocalycoceras dentonense, Wright & KENNEDY: 37,

Taf. 5, Fig. 4, Taf. 6, Fig. 3, 6, 7, Abb. 15 A, B, E-H, 19S,T
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 37)

Material: 4 stark verdrückte Exemplare, 16 Fragmente
(BSP 1982 XIX 14-20).

messungen :

1982 XIX 14
1982X1X15
1982X1X16
1982 XIX 17
1982X1X18
1982 XIX 19

58
41
36
35
25
19

>25 (-0,42)

18 (-0,31)

20 ( 0,49)

12,3 ( 0,30)

14,5 ( 0,40)

11,5( 0,32)

14,5 ( 0,41)

10 ( 0,29)

10,5 ( 0,42)

6 ( 0,24)

8 ( 0,44)

4 ( 0,21)

Beschreibung und Beziehungen: Mit den kräftig
entwickelten clavaten inneren Ventrolateralknoten bei fast al-
len Exemplaren entspricht das vorliegende Material am besten
den bei Cobban & Scott (Taf. 15, Fig. 1-7) abgebildeten
Stücken; insgesamt ist eine etwas dichtere Berippung (18-21
Rippen pro halben Umgang zu beobachten, und entgegen
CoBBAN & Scott (S. 64) ist der innere Ventrolateralknoten
stets kräftig und immer clavat ausgebildet. Die leicht ge-
schwungenen, recti- bis prorsiradiaten Rippen fallen nach
vorn gegen die Mündung steiler ab als nach hinten. Sie spalten
teils am Umbilikalknoten, teils sind kürzere auf der inneren
Flanke entspringende Nebenrippen eingeschaltet. Allen Rip-
pen gemeinsam ist ein kräftiger, relativ tief auf der Flanke ge-
legener innerer Ventrolateralknoten, ein annähernd gleich
starker äußerer Ventrolateralknoten und ein etwas schwäche-
rer Extemknoten. Alle Knoten sind extrem clavat. Die Sutur
ist nur an wenigen Stücken und auch dann nur unvollständig
sichtbar. In der dichten Berippung und der clavaten Ausbil-
dung des inneren Ventrolateralknotens bestehen engere Be-
ziehungen zur Typusart P. harpax (Stoliczka, 1864,
Taf. 39, Fig. 1); bei der indischen Art scheinen lediglich die

132

Ventrolateralknoten insgesamt weiter nach außen verscho-
ben.

Hier anzuschließen sein dürfte DacquE's M. mantelli
(1939:87, Taf. 2, Fig. 13, 14); mit einer Rippendichte von 20
Rippen/halber Umgang und der clavaten Ausbildung beider
Ventrolateralknoten entspricht das Stück weitgehend dem
Benberger Material.

Verbreitung: P. dentonense ist nach Wright & Ken
NEDV bislang nur aus der Metoicoceras geslinianum Zone Süd-
englands, Nordfrankreichs, den westlichen USA und Japans
bekannt.

Pseudocalycoceras cf. harpax (Stoliczka, 1864)
Taf. 2, Fig. 6-7

Zwei Bruchstücke (D 41,5, Wh 17 [0,41], U 12,5 [0,30];
Wh 29) aus dem Horizont mit P. dentonense zeigen mit einer
extrem hohen Rippenzahl (27 pro halbem Umgang) eine grö-
ßere Ähnlichkeit mit dem von Stoliczka (1864, Taf. 38,
Fig. 2) abgebildeten Exemplar vom P. harpax (Stoliczka).
Der innere Ventrolateralknoten ist jedoch weitgehend redu-
ziert; äußerer Ventrolateralknoten und Externknoten sind
etwa gleich kräftig entwickelt und clavat. Eine ähnlich dich-
te, extern jedoch stärker vorwärts geschwungene Berippung
haben einige von Wright & Kennedy (1981, Taf. 9, Fig. 8,9
und 11 = Original Moreman 1927, Taf. 14, Fig. 2, Gaut-
hiericeras äff. bravaisi) unter Neocardioceras jitddii juddii
(Barrois & Guerne) abgebildete Stücke.

Gattung Euomphaloceras Späth, 1923

Euomphaloceras septemseriatum (Cragin, 1893)
Taf. 3, Fig. 6-8

1893 Scaphites septem-serutus CragiN: 240

1939 Acanthoceras {Metacanthoplites) rhotomagetue, DacquE: 85,

Taf. 6, Fig. 5
1978 Euomphaloceras {Kanabiceras) septem-seruituni, COOPER:

106, Flg. 4N-0, lOA-E, I2E-H, 18G-H, 19G-L, 26A-B,

28
1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY, JuiGNET &

Hancock: 56, Taf. 9, Fig. 3-5, Abb. IID-E
1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY & JuiGNET: 38,

Abb. 9b-d

1981 Euomphaloceras septemseriatum, Wright & KENNEDY; 55,
Taf. 12, Flg. 1-8, Taf. 13, Fig. 1-6, Taf. 14, Fig. 5-9

Synonymie in Wright & Kennedy (1981: 55)

Material: 3 stark verdrückte, schlecht erhaltene Stücke
und 4 Windungsfragmente (BSP 1982 XIX 9-13).

Abmessungen: (in mm)

D Wb Wh U

1982X1X12 - - 18

1982 XIX 9 33 - 13 (0,39) 11(0,33)
1982X1X10 30 - 13 (0,43) 11(0,37)
1982X1X11 20,5 - 7,5(0,37) 7(0,34)

Beschreibung und Beziehungen: Die drei kleinen,
schlecht erhaltenen Stücke zeigen alle Kennzeichen dieser
weltweit verbreiteten Art: evolutes Gehäuse, Umgänge brei-
ter als hoch; unregelmäßige Skulptur. Rippen mit schwachen.

radial gestreckten Umbilikalknoten, kräftigen, dominieren-
den inneren Ventrolateralknoten, einem schwachen, schräg
nach vorwärts gerichteten äußeren Ventrolateralknoten und
einem ebenfalls nur schwachen Extern(siphonal)knoten.
Zwischen den relativ weitständigen Hauptrippen meist feine
Rippen ohne Umbilikal- und Ventrolateralknoten.

Von den im gleichen Niveau am Benberg viel häufiger vor-
kommenden Pseitdocalycoceras dentonense (Moreman) mit
einer gleichen Anzahl von Knoten (7 je Hauptrippe) lassen
sich selbst schlecht erhaltene Reste von E. septemseriatum
durch ihre viel unregelmäßigere und weitständigere Berip-
pung einfach unterscheiden.

Das kleine von DacquE als ,,Acanthoceras rhotomagense"
abgebildete Stück vom Winzerberg (1939: Taf. 6, Fig. 5) ent-
spricht nach der kurzen Beschreibung und nach der Abbil-
dung DacquE's weitgehend dem vorliegenden Material und
dürfte hier anzuschließen sein.

Nicht zu £. septemseriatum, sondern zu Kamerunoceras
ist ein von Renz (1982: 97, Taf. 21, Fig. 8) abgebildetes Win-
dungsbruchstück aus dem höheren Turon Venezuelas zu stel-
len.

Verbreitung: E. septemseriatum hat in der oberceno-
manen Metoicoceras geslinianum Zone eine nahezu weltweite
Verbreitung und ist in Mittel- und Nordwesteuropa, den
USA (Montana, Utah, Colorado, Kansas, Texas, California),
Mexiko, Japan, Nigeria und Angola nachgewiesen.

Subfamilie Mammitinae Hyatt, 1900
Gattung Metoicoceras Hyatt, 1903

Metoicoceras geslinianum (d'Orbigny, 1850)
Taf. 3, Fig. 12-16

1850 Ammomtes Geslinuinus, D'OrbiGNY: 146

1939 Pulchellta geslnuana, DaCQUE: 88, Taf. 6, Fig. 3, 4

1979 Metoicoceras geslimanum, WiEDMANN & SCHNEIDER: 672,

Taf. 10, Fig. 6
1981 Metoicoceras geslinianum, KENNEDY & JuiGNET: 39,

Abb. 7d-e, 8a-c, 9a, e, 10a
1981 Metoicoceras geslinianum, WRIGHT & KENNEDY: 62, Taf. 17,

Fig. 2, Taf. 18, Fig. 1, 2, Taf. 19, Fig. 1,2, Taf. 20, Fig. 1-3,

Taf. 21, Fig. 1-2, Abb. 19C-E, 20, 21 A-D
Synonymie in WrighT & KENNEDY (1981: 62)

Material: 12 annähernd vollständige, jedoch stark ver-
drückte Exemplare; ca. 60 Fragmente (BSP 1982 XIX 36^8)

Abmessungen:

D Wh U Rippen

1982X1X36 -140 — — —

1982X1X37 102 49(0,49) 13 (0,13) -28

1982X1X38 100 48(0,48) 12 (0,12) 32

1982X1X39 75 40(0,53) 7 (0,09) >26

1982X1X40 48 26(0,54) 6,5(0,14) 26

1982X1X41 43 24(0,55) 6 (0,14) 27

1982X1X42 40 21(0,53) 5 (0,13) 27

1982X1X43 35 18(0,51) 6 (0,17) 24

1982X1X44 32 17(0,53) 4 (0,13) -27

1982X1X45 22 13(0,59) 3 (0,14) -27

Bemerkungen: In dem vorliegenden Material überwie-
gen (>75%) Reste von kleineren Individuen. Die insgesamt

133

relativ hohen Werte für die Windungshöhe (> 0.50) bzw. die
scheinbar geringen Nabelweiten (<0.14) sind durch die
starke Verdrückung dieser hochmündigen Art zu erklären.
Dadurch ist auch die Unterscheidung eines Dimorphismus,
wie ihn Wright & Kennedy (forma a und ß) beschreiben,
nicht möglich. Die relativ lange anhaltende Entwicklung der
ventrolateralen Clavi (bis zu Durchmessern über 100 mm)
würde für eine Dominanz der ß-Dimorphen sprechen.

In der Ammonitenfauna vom Benberg stellt M. geslinia-
num mit ca. 30% nicht nur den größten Anteil, sondern hat
auch die größte Reichweite im Profil: einzelne Vertreter sind
noch im obersten Bereich der Kalkmergel-Bank zu finden.

Vorkommen: M. geslinianum kommt relativ häufig in
den obercenomanen/>/e««s-Mergeln (A/. geslinianum Zone)
Südenglands und Nordfrankreichs vor, weiterhin in der Säch-
sisch-Böhmischen Kreide, in Spanien, Texas und dem mittle-
ren Westen (westem interior) der USA, in Nigeria und Ango-
la, und nach Chancellor (1982: 83) auch in N-Mexiko, Ko-
lumbien, Iran und Turkestan.

Familie Vascoceratidae Späth, 1925

Gattung Vascoceras Choffat, 1898

Vascoceras diartumum (d'Orbigny, 1850)
Taf. 3, Fig. 1-5

1850 Ammonites diartianus, D'OrbignY: 146

1977 Vascoceras duxrttanum, KENNEDY & JuiGNET: 584, Taf. 1,

Fig. la-2h, Taf. 2, Fig. la-c, Abb. 2
1981 Vascoceras diartianum, Wright & KENNEDY: 86, Taf. 17,

Fig. 1, Abb. 29A-F

Material: 24 mehr oder minder unvollständige, stark
verdrückte Reste (BSP 1982 XIX 1-8)

Abmessungen: (in mm)

D Wb Wh U

1982X1X1 34 - 14 (0,41) 7 (0,21)

1982X1X2 30 - 11 (0,37) 7 (0,23)

1982X1X3 29 - 11 (0,38) 6,5(0,22)

1982X1X4 27 - 11,5(0,43) 7 (0,26)

1982X1X5 22 - 9 (0,41) 6 (0,27)

1982X1X6 16 - 6,5(0,41) 3,5(0,22)

Beschreibung und Beziehungen: Dieser frühe, über
lange Zeit nahezu vergessene kleinwüchsige Vascoceratide ist
von Kennedy (1977, 1981) eingehend beschrieben worden.
Das vorliegende, stark verdrückte Material entspricht den
französischen Stücken. Mäßig evolut; Umgänge gedrungen,
breiter als hoch. 9-10 kräftige, radial gestreckte konische
Umbilikalknoten, an denen 2-3 nach außen rasch abflachende
Rippen entspringen; unregelmäßig eingeschaltet schwächere,
meist nur angedeutete Sekundärrippen. Rippen queren Ex-
ternseite in einem seichten Bogen. Schwache, seichte Ein-
schnürungen (bis zu ? 5 pro Umgang). Sutur aus einfachen,
wenig zerschlitzten Elementen.

Wie bereits Kennedy (1981: 87) ausführte, zeigt V. siha-
nense Choffat aus dem oberen Cenoman Portugals nach
Form und Skulptur die größten Ähnlichkeiten. Enge Bezie-
hungen bestehen auch zu V. venezolanum, forma d (Renz,
1982: 82). Mit mehr als 20 Resten handelt es sich bei dem Re-
gensburger Material um das bislang umfangreichste, und mit
Durchmessern bis 34 mm (bzw. Wh bis 15 mm) auch um die
größten Vertreter von V. diartianum.

Verbreitung: V. diartianum ist bislang aus dem An-
glo-Pariser Becken aus den /)/e««s-Mergeln (Metoicoceras
geslinianum Zone) von St. Calais, Sarthe und der Isle of
Wight beschrieben worden. Im Profil am Benberg ist die Art
auf den mittleren Teil der Chondrites-hage (zusammen mit
C. naviculare und Worthoceras vermiculum beschränkt.

STRATIGRAPHISCHE ERGEBNISSE

Die zum Teil gegensätzlichen Meinungen über das Alter
der Eibrunner Mergel - Obercenoman, Obercenoman/Un-
tenuron oder Unterturon - wurden von Oschmann (1958:
81 ff.) eingehend diskutiert. Seine Einstufung ins oberste Ce-
noman/unterste Turon wurde durch Weiss (1981, 1982) und
RiscH (in dieser Arbeit) mittels planktonischer Foraminiferen
bestätigt.

Danach gehören die basalen 2,3 m noch zur obercenoma-
nen cushmani-Zone. Dafür spricht auch die Makrofauna mit
Inoceramus pictus bohemicus Leonhard, Actinocamax ple-
nus Blainv. und den Ammoniten. Ähnliche Ammonitenfau-
nen mit Calycoceras naviculare, Pseudocalycoceras dentonen-
se, Euomphaloceras septemseriatum, Metoicoceras geslinia-
num und Vascoceras diartianum sind aus der M. geslinia-
num/S. gracile-Zone des obersten Cenoman des Anglo-Pari-
ser Beckens (u. a. Wright & Kennedy 1981, Kennedy &
Juignet 1981, AmEdro et al. 1981 , Robaszynski et al. 1982) be-
schrieben worden bzw. zusätzlich mit Worthoceras vermicu-
lum und Hemiptychoceras reesidei aus dem mittleren Westen
der USA. Rotalipora cushmani reicht über das letzte Vor-

kommen von M. geslinianum in der Kalkmergelbank bis
mindestens 2,3 m. Die darüber folgenden 1,7 m Mergel ent-
halten eine Foraminiferen-Fauna der archaeocretacea-Zone,
und ab 4 m über der Basis beginnt die helvetica-Zone des Un-
terturons.

Beim Vergleich mit der Sächsisch-Böhmischen Kreide (und
den in Oberösterreich erbohrten Vorkommen [Wessely et al.
1981]) fällt eine gewisse Übereinstimmung in der faziellen
Entwicklung des Obercenoman auf: über glaukonitreichen
Sandsteinen folgen Mergel und Kalkmergel, die schließlich in
Mergelkalke übergehen. Diese zur plenus -Zone gerechneten
Mergel und Kalkmergel - Dölzschener Schichten in Sach-
sen (Prescher 1981: 370) bzw. die höheren Korycany-
Schichten in Böhmen (Cech et al. 1980: 284, Klein et al. 1982:
40) - lieferten zwar vergleichbare Muschel-Faunen und Acti-
nocamax plenus, Ammoniten und Mikrofaunen bheben je-
doch bislang auf einzelne Vorkommen beschränkt (M. gesli-
nianum in Sachsen, C. cf. naviculare in Böhmen). Eine Se-
dimentationsunterbrechung, wie sie Klein et al. (1982: 43)
teilweise für Böhmen annehmen, ist für den zentralen Bereich

134

des Regensburger Golfes nicht nachweisbar; über der Kalk-
mergelbank setzt sich die Mergelfazies der basalen 2 m unver-
ändert fort.

Eine direkte Meeresverbindung zwischen Regensburger
und Sächsisch-Böhmischer Kreide über die Mitteldeutsche
Schwelle bestand zur Zeit der Eibrunner Mergel nicht und
dürfte auch später nicht bestanden haben. Die viel zitierten
engen Faunenbeziehungen sind durch die sehr ähnliche fa-
zielle Entwicklung und damit den sehr ähnlichen ökologi-
schen Verhältnissen zu erklären. Ein direkter Faunenaus-
tausch war jedoch über eine östlich des Böhmischen Massivs
gelegene Meeresverbindung möglich.

Eine interessante Parallelentwicklung besteht mit dem öst-
lichen Niedersachsen. Auch dort ist das Vorkommen von Ac-
tinocamax plenus (Blainv.) auf einen nur geringmächtigen
Horizont, die sog. /?/e«H5-Bank beschränkt (vgl. S. 129), an

deren Basis - ähnlich wie am Benberg - eine regional bedeut-
same Chotidrttes-Lage auftritt. Im Regensburger Raum ist
die Chondntes-La.ge mit einer identischen Fauna noch ca.
5 km südlich am Winzerberg ausgebildet; am Mühlberg bei
Bad Abbach konnte sie nicht nachgewiesen werden. Von der
ca. 100 km südöstlich in der Braunauer Senke gelegenen Boh-
rung Birnbaeh 1 wurde jedoch eine Chondrites-Lzge in etwa
gleicher stratigraphischer Position aus einer den Eibrunner
Mergeln vergleichbaren Abfolge von dunklen Mergeln aus
derTeufevon 1360-1369 m beschrieben, die nach der kurzen
Charakterisierung - ,, schwarze Mergelkalke mit vielen
Fischresten, Pecten, kleinwüchsiger Muschelfauna, Fucoi-
den, SchwefelkiesknöUchen. . ." (unveröffentl. Ber.) - gut
den Verhältnissen am Benberg entspräche. Nach Risch
(1983: 145) sind die Mergel ab 1364, 50 Teufe zur obercenoma-
nen cushmani-Zone zu rechnen, ab 1358,70 m zur untertu-
ronen helvetica-Zone.

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135

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Tafel 1

Fig. 1-9: Worthoceras vermiculiirti (Shvmakd)

Fig
Fig

Fig

BSP 1982 XIX 58, x6
BSP 1982 XIX 59, X6
BSP 1982 XIX 64, X6
BSP 1982 XIX 61, X6
BSP 1982 XIX 63, x8
BSP 1982 XIX 53, x6
BSP 1982 XIX 54, x5
BSP 1982 XIX 57, x6
BSP 1982 XIX 65, x8

Übergang zu W. ,,gibbosum"

,,gihbosum'
,,gibbosum'

Zitteliana 10, 1983

Förster, R., Meyer, R. & Risch, H.

Tafel 1

Tafel 2

Fig. 1-4: Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN)

Fig.
Fig.
Fig.
Fig.

Fig.

BSP 1982 XIX 16, xlV,
BSP 1982 XIX 15, xl
BSP 1982 XIX 14, XI
BSP 1982 XIX 20, x 1

Fig.
Fig
Fig

Fig.
Fig
Fig
Fig
Fig
Fig

6- 7:
. 6:

-12:
8:
9

Calycoceras sp., cf. navicuLre (Mantell)

BSP AS XVII 8, xl; höherer Grünsandstein, Kapfeiberg bei Kelheim; Original DacQUE

(1939:69, Taf. IV, Fig. 2,2a)

Pseudocatycoceras cf. harpux (Stoliczka)
BSP 1982 XIX 21, xl
BSP 1982 XIX 22, xl

Calycoceras nazncuUre (ManTELL)

BSP 1982 XIX 35, x I

BSP 1982 XIX 26, XI

BSP 1982 XIX 28, xl

BSP 1982 XIX 25, xl

BSP 1982 XIX 23, x'A

Zitteliana 10, 1983

Forster, R., Meyer, R. & Risch, H.

Tafel 2

Tafel 3

Fig. 1-5: Vascoceras diartianum {D'Okb,\GN\)

Fig.
Fig.
Fig
Fig
Fig

BSP 1982 XIX 2, xl'A
BSP 1982 XIX 8,- xl'A
BSP 1982 XIX 4, xl'A
BSP 1982X1X3, xl'A
BSP 1982 XIX 1, Xl'A

Fig. 6- 8: Eiwmphaloceras septemsenatum (Ckagw)

Fig. 6: BSP 1982 XIX II, x2

Fig. 7: BSP 1982 XIX 13, X2

Fig. 8: BSP 1982 XIX 10, Xl'A

Fig. 9-10: Hemiptychoceras c{. reesidei COBBAN & SCOTT
Fig. 9: BSP 1982 XIX 49, X3
Fig. 10: BSP 1982 XIX 50, x4

Fig. 11: } Hemiptychoceras sp.
BSP 1982 XIX 52, xl'A

Fig. 12-16: Metotcoceras gesliniatium {D'Okr\CN\)

Fig. 12: BSP 1982 XIX 43, xl

Fig. 13: BSP 1982 XIX 40, Xl

Fig. 14: BSP 1982 XIX 47, xl

Fig. 15: BSP 1982 XIX 48, x'A

Fig. 16: BSP 1982 XIX 37, x'A

alle Photo: F. HöCK

Zitteliana 10, 1983

Förster, R., Meyer, R. & Risch, H.

Tafel 3

143

Zitteliana

143-153

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreide

Von
HANS RISCH'-)

Mit 1 Tafel

ABSTRACT

It is attempted to revise bore-profile subdivisions applying
new results available on the planctonic foraminiferal zona-
tion. Only minor differences exist in the purely marine part
compared to Tillmann ( 1 964) . The revision of microfossil de-
terminations of the non-marine part, however, gives evidence
that the first marine transgression over the Landshut-Neuöt-

ting up lift to the north took place as late as that of the Regens-
burg-Grünsandstein during Upper Cenomanian times. The
microfauna of marine intercalations - as it was assumed earlier
- in the underlying Amberger Erzformation, only consists of
allochthonous reworked jurassic forms.

KURZFASSUNG

Mit Hilfe neuerer Daten zur Foraminiferen-Zonengliede-
rung wird eine Teilrevision älterer Untergliederungen von
Bohrprofilen versucht. Im rein marinen Anteil ergeben sich
geringfügige Änderungen gegenüber Tillmann (1964). Die
Revision von Mikrofossilbestimmungen im nichtmarinen
Anteil liefern - entgegen früheren Darstellungen - Hinweise

dafür, daß der erste marine Vorstoß über das Landshut-
Neuöttinger Hoch hinweg nach Norden erst mit dem Re-
gensburger Grünsandstein im Obercenoman erfolgte. Die
Mikrofaunen aus vermeintlich marinen Zwischenschaltungen
der Amberger Erzformation im Liegenden bestehen aus-
schließlich aus umgelagerten Jura-Formen.

EINLEITUNG

Die Erforschung der Oberkreideablagerungen am Süd-
westrand der Böhmischen Masse hat, nach Untersuchungen
von Lehner, Trusheim u. Dacqu£ in den zwanziger-dreißiger
Jahren, nach dem Krieg einen Aufschwung erlebt, u. a. be-
sonders durch Arbeiten von Tillmann. Ihm standen Profile
von durchlaufend gekernten Bohrungen zur Verfügung, so-
wohl aus dem Beckenzentrum der Regensburger Kreide im
Molasseuntergrund - der Braunauer Senke - als auch aus tek-
tonisch stärker beanspruchten Randbereichen, wie dem Am-
berg-Auerbacher Gebiet. Bei den Untersuchungen wurden
Mikrofaunen ausgeschlämmt und - nach dem damaligen
Stand der Kenntnisse, etwa ab 1952 - zur stratigraphischen
Gliederung mit herangezogen. Sie sind -z.T. noch wenig be-
arbeitet - beim Bayerischen Geologischen Landesamt hinter-

legt. Inzwischen hat die Erweiterung der Kenntnisse - beson-
ders was die Zonengliederung mit planktonischen Foramini-
feren betrifft - eine Überprüfung derselben wünschenswert
erscheinen lassen. Sie wird derzeit durchgeführt. Hier soll
über erste Ergebnisse (vgl. Meyer et al. 1981) ausführlicher
berichtet werden. Zunächst wird die stratigraphische Einstu-
fung ausgewählter Profilabschnitte im rein marinen Anteil der
Braunauer Senke untersucht. Sodann geht es um eine Revi-
sion von Mikrofossilbestimmungen aus dem nichtmarinen
Anteil - der Amberger Erzformation - im Liegenden der ma-
rinen Folge des nördlichen Randbereiches. Mikrofaunen aus
zwischengeschalteten Tonlagen derselben wurden in das Alb
bis Untercenoman eingestuft und als Beleg für einen zeitwei-
ligen marinen Einfluß gewertet.

'') H. RiSCH, Bayerisches Geologisches Landesamt, Prinzregen-
tenstr. 28, 8000 München 22

144

A. TEILREVISION VON MIKROFAUNEN DES MARINEN ANTEILS

AUS ÄLTEREN BOHRUNGEN

Neben der laufenden mikrobiostratigrapliisclien Unter-
gliedeiung neuerer Aufschluß- und Hohrprofile, die hier
nicht berücksichtigt sind, wurde eine Teilrevision an Mikro-
fossilmaterial aus älteren Bohrprofilen durchgeführt. Eine
wichtige Arbcitsgrundlagc bildete dabei der Atlas zur Mittel-
kreide-I'oraminiferen-Plankton-Zonierung (Rohas/.vnski &
Caron, 1979) sowie eine Reihe von Arbeiten aus dem Kreis
der daran beteiligten Arbeitsgruppe europäischer Mikropa-
läontologcn. Ziel war, anhand neuester mikropalaontologi-
scher Bestimmungsliteratur bisherige Einstufungen und
Gliederungen (Tillmann, 1964, 151-155) zu überprüfen.
Folgende Profilabschnitte in folgenden Bohrungen (vgl.
Mi'.vi:n et al. 1981 : 70 u. Taf. 4) wurden genauer untersucht:

1. Bohrung Parkstetten 1 (1959, Blatt Münster 7034)

a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel

b) Ccnoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel)

2. Bohrung Birnbach 1 (1939, Blatt Birnbach 7544)

a) Coniac/Santon-Grenze

b) Cenoman/Turon-Grenze

3. Bohrung Barbing I (1959, Blatt Oonaustauf 6939)

a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten

b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze

1. BOHKUNG PARKSTETTEN 1

a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel

IV/425/1 (530,00-532,00 m) Feinsandmergcl:
Marfiinotruncana pseudolinneiana Pi;ssac;nO
Dicarinella assymetrica (SiGAL)
Alter: Unter-Santon (concavata-'/.onc)

-3 (555,00 m):

Marginotruncana marginata (RUUSS)
Dicarinella concavata (BroTZEN)
Archacoj^lohijicrina crelacea (d'Orbicny)
Alter: Umcr-S.imon (anicavata-Zimc)

-6 (5X0,00-582,00 m):

Atii rpnotruncjiia marj^mata

Mtirginotrtouarui picudolmncitina

Anhaeoglubigcrwa crctacea

Neoflabelliiui SHturulis praecunur (Wl Dl KIND)

Alter: Untcr-Santon/Coniac

-60 (649,20-650,20 m) Cardienton:
Mary^motruncana paracnncavata PoRTHAULT
Marpnotruncana marymata (Reuss)
Archaeoglohtgenna hlowi PliSSAt.Nt)
Alter: Coni.ic (concavata-Zonc)

-69 (658,60-659,70 m):

Ma rginotruncana paraconcavata

Margmotruncana marginata

M arginotruncana coronata (BoLLi)

A rcha eoglobigerina hlowi

Archaeoglobigcrmu cretacea

Alter: Coniac {concavata-T.one)

-93 (685,90-686,90 m) Weilloher Mergel:
Dicarinella concavata
Marginotruncana iinuosa PoKiHAin 1'
Marginotruncana picudolirniciana
Alter: Coniac (concavata-'/.oni:)

-98 (691,30-692,30 m):
Dicarinella concavata
Dicarmclla prmiittva (Dalbiez)
Marginotruncana sinuosa
Marginotruncana pseudolinneiana
Alter: Coniac (concavata-7.one)

-104 (697,60-698,50 m):
Dicarinella concavata
Marginotruncana sinuosa
Marginotruncana marginata
Marginotruncana sigali (Reichel)
Alter: Coniac (concavata-7.one)

Ergebnis: In Übereinstimmung mit Tillmann (1964)
kann bestätigt werden, daß die E'einsandmergel bis in das Un-
tersanton hinaufreichen und der Cardienton dem Coniac zu-
zurechnen ist. Die Weilloher Mergel dagegen sind nicht, wie
bei T:llmann, in das Oberturon, sondern ebenfalls schon in
das Coniac einzustufen. Aus dem entsprechendem Abschnitt
der Bohrung Barbing liegen keine Mikrofaunen vor. Von der
Bohrung Birnbach 1 gibt es zwei relativ reiche Mikrofaunen
aus deren tiefstem Teil, die jedoch bisher keine genauere Ein-
stufung zulassen.

b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel)

IV/425/136 (805,10-806,15 m):

Dicarinella hagni (ScHElliNEROVA)

Dicarinella imbncata (MoRNOD)

WhiteinclLi brittonemn (LoEBLlCH & TaI'PAN)

WhitemclLi paradubia (SiCAL)

Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone)

-137 (806,15-807,30 m):
Praeglobotruncana helvetica (Bm 1 1)
l'raeglobotruncana gibha Kl AUS
Dicarinella hagni

Wliiteincll.i .irchaeocret.icea Pessagno
Alter: Unter- Turon (hclvetica-7.one)

-138 (807,30-808,45 m):

Praeglobotruncana stephani

Dicarinella hagni

Dicarinella imhricata

Dicarmclla algcriana (CaroN)

Whiteinclla baltica DOUGLAS & Rankin

Alter: Oberstes Obercenoman bis unterstes Unterturon

(archaeocretacea-7.one)

-139 (808,45-809,70 m):

Praeglobotruncana stephani

Dicarinella hagni

Dicarinella imbricata

Whiteinclla archaeocretacea

Alter: Ccnoman/Turon-Crenze (archaeocretacea-Zone)

-140 (810-810,10 m):

Praeglobotruncana praehclvctica (TruJILLO)

Praeglobotruncana stephani

Praeglobotruncana delrioensis (Plummer)

Whiteinclla baltica

Whitemella archaeocretacea

Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone)

-141 (811,50-811,70 m) Regensburger Grünsandstein:

Hedbcrgclla cf. hoeh.li (Hagn & Zeil)

Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone ?)

Ergebnis: Die Cenoman/Turon-Grenze liegt etwa
knapp 3 m über der Basis der Eibrunner Mergel. Nach Till-

145

MANN (1964) fiel sie noch mit deren Oberkante zusammen.
Ohmekt (1967) erkannte einen scharfen Faunenschnitt 4 m
über der Basis. Außerdem konstatierte er das Einsetzen zwei-
kieiiger Globotruncanen 2 m über der Basis. Nach neuerem
Stand handelt es sich dabei jedoch um die Gattung Dicarinel-
la, die ab dem obersten Cenoman vorkommt. Bemerkens-
wert ist vielleicht auch, daß hier der tiefere Teil der Eibrunner
Mergel (und eventuell auch der höchste Teil des Regensburger
Grünsandsteins) noch der archaeocretacea-Zone anzugehö-
ren schemt.

2. BOHRUNG BIRNBACH 1

a) Coniac/Santon-Grenze

K 14/50 (987,70 m):

Marginotruricana pscndolinneiana

A rchaeoglobigerma cretacea

Stensiöina praecxculpta (KELLliR)

Neoßabdlina suturalis praecursor (WeuekinD)

Neoßabellina ovalis (Wedekind)

Alter: Santon

-(1021,30 m):

Dicarmella concavata

Marginotruricana paraconcavata

Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone)

-(1086,30 m):

Dicarinella concavata

Archaeoglohigerina cretacea

Stensiöina praecxculpta

Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone)

- (1097,40 m):

Dicarinella concavata

Marginotruncana paraconcavata

Marginotruncana coronata

Margmotruncana tarfayensis (LEHMANN)

Archaeoglohigerina cretacea

Neoflahellina praerugosa HiLTERMANN

Alter: höheres Coniac bis unterstes Santon (concavata-Zone)

-(1108,70 m):

Dicarmella concavata

Marginotruncana smuosa

Margmotruncana margmata

Archaeoglohigerina cretacea

Alter: höheres Coniac (-unterstes Santon?) (concavata-Zone)

-(1135,80 m):
Marginotruncana marginata
Marginotruncana sinuosa
Archaeoglohigerina cretacea
Karsteneis karstenei karstenei (Reuss)
Alter: höheres Coniac

Ergebnis: Die von Tiiimann (1964) festgelegte Grenze
liegt im Bereich der concavata-Zone

b) Cenoman/Turon-Grenze

K 14/50 (1344,00 m):
Marginotruncana remi (Gandolfi)
Praeglohotruncana praehelvetica (Trujiih^)
Praeglohotruncana aumalensis (SiGAL)
Whiteinella haltica Douglas & Rankin
Whiteinella archaeocretacea Pessagno
Cythereis longaeva adulescens Ohmert
Alter: Mittel-Turon (höhere helvetica-Zone)

-(1358,70 m):
Dicarinella hagni
Dicarinella imhricata

Praeglohotruncana helvctica

Praeglohotruncana stephani

Praeglohotruncana gihha

Whiteinella archaeocretacea

Whiteinella paraduhia

Alter: Unter-Turon (tiefere helvetica-Zone)

- (1364,40 m):

Rotalipora cushmani

Praeglohotruncana aumalensis

Praeglohotruncana stephani

Alter: Ober-Ccnoman (höchste c«s/;md«;-Zone)

Ergebnis: In diesem Profilabschnitt ergibt sich eine völlig
neue Gliederung. Die nach Tiiimann (1964) mittelturonen
Mergelkalke und Mergel gehören im tieferen Teil (ab
1364,50 m) dem Ober-Cenoman an. Das bedeutet, daß dem
Regensburger Grünsandstein hier eine größere Mächtigkeit
(34,00 m gegenüber 1,30 m bisher) zukommt. Darüber ist
Unter-Turon erstmals bei 1358,70 m und Mittel-Turon erst
ab 1344,00 m nachweisbar.

3. BOHRUNG BARBING 1

a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten

IV/426 (103,20 m) Pulverturmschichten:
Whiteinella sp.

Cythereis cf. amhigua OllMERT
Alter: Mittel-Turon

- (107,60 m) Glaukonitmcrgcl:
Marginotruncana pseudnltnnciana
Cythereis cf. amhigua
Cythereis cf. subtilis Ohmert
Mosaleheris interruptoidea (van Veen)
Alter: Mittel-Turon

Die beiden folgenden Proben (120-124 m) .lus den Eisbuckel-
schichten enthalten keine charakteristischen Leitformen. Als
nächstälteres liegen erst wieder Proben aus den Reinhausener
Schichten vor.

- (180,75 m) Reinhausener Schichten:
Margmotruncana sp.

Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella haltica
Alter: Unter-Turon

Ergebnis: Die bisherige Gliederung kann mit wenigen
Formen hinreichend bestätigt werden.

b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze

Der unterste Teil der von Tu. l. mann als Reinhausener
Schichten ausgeschiedenen Folge gehört nach der Mikro-
fauna schon zu den Eibrunner Mergeln.

IV/426 (181,90-183,00 m)
Marginotruncana renzi
Dicarinella hagni
Praeglohotruncana helvetica
Praeglohotruncana gihha
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paraduhia
Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone)

-(185,20-186,20 m):
Dicarinella hagni
Praeglohotruncana helvetica
Praeglohotruncana gihha
Praeglohotruncana stephani
Praeglohotruncana delrioensis
Whiteinella archaeocretacea

146

Hedbergella ex gr. simplex (MORROW)
Alter: Unter-Turon (tiefste helvetica-Zone)
In dieser Probe dürfte auch noch die archaeocretacea-Zone ent-
halten sein.

-(186,20-187,20 m):

Rotalipora cusbmant (MoRROW)

Whiteinella baltica

Praeglohotruncana stepham

Alter: Ober-Cenoman (cHshmani-Zone)

-(187,80-188,40 m):

Rotalipora cushmani

Whiteinella baltica

Whiteinella brittonensis

Alter: Ober-Cenoman (cushmarn-Zone)

-(188,40-189,00 m):

Rotalipora cushmam

Whiteinella baltica

Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone)

Die nächst tiefere Probe stammt erst wieder von der Basis
des Regensburger Grünsandsteins (200,20 m), führt aber
keine Mikrofauna. Die nächst tiefere, einzige Probe aus
den Schutzfelsschichten (204, 10 m) ist ebenfalls mikrofos-
silleer.

Ergebnis : Soweit Probenmaterial vorliegt, kann die bis-
herige Gliederung - mit Ausnahme der Cenoman/Turon-
Grenze - bestätigt werden. Diese liegt innerhalb der Eibrun-
ner Mergel oberhalb 186,20 m und damit ca. 3 m über deren
Basis.

Zusammenfassung: Eine Teilrevision von Mikrofau-
nen aus drei älteren Bohrungen durch die Regensburger
Kreide des Molasseuntergrundes im Gebiet von Regensburg,
Straubing, Birnbach bestätigt die von Tillmann bzw. Till-
mann & Ziegler (1964) getroffene Untergliederung weitge-
hend. Eine Änderung bzw. Neugliederung ergibt sich einmal
im unteren Teil der Bohrung Birnbach 1. Zum anderen wer-
den die Weilloher Mergel der Bohrung Parkstetten nicht mehr
wie bisher in das Oberturon, sondern in das Coniac einge-
stuft. Die Cenoman/Turon-Grenze kann in allen drei Boh-
rungen auf den tieferen Teil der Eibrunner Mergel, ca. 3 m
über deren jeweiliger Basis festgelegt werden.

B. REVISION VON MIKROFOSSILBESTIMMUNGEN
AUS DER AMBERGER ERZFORMATION

EINFÜHRUNG

Die Diskussion bezüglich der Faziesinterpretation und
stratigraphischen Einordnung der Amberger Erzformation
(und der Schutzfelsschichten) reicht weit zurück (Oschmann,
1958, S. 66ff.;GuDDEN&TREiBS, 1961:60 ff.). Einige wesent-
liche Entwicklungsschritte der Forschung seien im folgenden
kurz aufgeführt: Flurl (1792) erwähnt diverse Fossilien aus
dem Nebengestein der Erzformation. Voith (1841) erkennt
als offenbar erster das Kreidealter der Erze. Gombel (1868)
parallelisiert - zumindest teilweise - die Erzformation mit den
Schutzfelsschichten und stuft sie (1891) schon mit Sicherheit
als tiefste Oberkreidebildungen (Cenoman) ein. Aufgrund
von Pflanzenfunden setzt er sie mit den Niederschönauer
Schichten Sachsens und den Perucer Schichten Böhmens (vgl.
Cech et al. 1980, Prescher, 1981) altersmäßig gleich. Roth-
PLETZ (1913) hält als Beginn der Schutzfelsschichtenbildung
ein nur untercenomanes als auch teilweise präcenomanes Al-
ter für möglich.

Die Faziesinterpretation eines fossilführenden Kreidetones
vom Hirschwald, südlich Amberg (Klopfel, 1919) führt
erstmals dazu, zwischen Malm und Erzformation eine marine
Ingression anzunehmen. Aus im Auerbacher Erz einge-
schlossenen Letten schlämmt Fink (1928) ,, Seeigelstacheln
mit typisch kretazischen Formen" aus. Dies bestätigt schein-
bar die präcenomane Einstufung der Erzformation durch
Seemann (1925). Lehner (1924, 1935, 1936, 1937) beruft sich
bei der Einstufung der Schutzfelsschichten als Früh- bzw.
Unter-Cenomanauf Jacubowski (1921), der aus Weinberglet-
ten bei Schwandorf eine marine Unterkreide-Fauna meldet.
Hierzu schreibt Tillmann (1963): ,,den Fund von Jacubowski
kann ich bestätigen". Nach Dacque (1939: 18) ,,kann die
Schutzfelsschichtenbildung durchaus noch untercenoma-

nisch sein". Gramer & Treibs (1951: 158) sprechen von
Karsthohlformen, die ,,von präcenomanen Schutzfelsschich-
ten erfüllt sind".

Tillmann (in Tillmann & Treibs, 1967) schließlich führt,
neben Ooiden und Glaukonitgehalt, Makrofaunen - unbe-
stimmbare Muscheln, Belemniten, Bryozoen, Schwammna-
deln, Seeigelstacheln und Fischzähnchen - als Beweis für den
zeitweiligen marinen Charakter der Erzformation an. Er be-
ruft sich dabei u. a. auch auf Jacubowski (1. c). Die erste Rich-
tigstellung Trusheim's (1. c), der den Weinbergletten Jacu-
bowskis - schon allein nach der Petrographie und den darin
enthaltenen Fossilien durch Nachbestimmung - eindeutig als
dem Dogger zugehörig identifziert, wird gar nicht erwähnt,
ebenso wenig seine zweite, nach der der marine Unterkreide-
ton Kluppel's (1. c.) als Fehldiagnose - ,, fossilführenden
Eybrunner Tonen" entstammend - erkannt ist. Während
Tillmann (1. c.) nur die Erzformation für zeitweilig marin
hält, versucht Oschmann (1958) auch für die Schutzfels-
schichten einen zeitweiligen marinen Einfluß zu belegen und
gleichzeitig die Datierung auf Cenoman einzuengen (1. c.
S. 68). Als Beweis führt er eine ,, marine Mikrofauna ceno-
manen Alters" aus einem mittel- bis grobsandigen Glaukonit-
ton von der Lokalität ,, Steinbruch an der Wiegen" auf Blatt
Bad Abbach an. Er sieht diesen Ton nach Lagerung und pe-
trographischer Ausbildung als eindeutig den Schutzfels-
schichten zugehörig an. Dagegen ist folgendes einzuwenden:
1. Die ,, verstürzte Lagerung innerhalb eines Karsttrichters"
(Tillmann & Treibs, 1963: 70) läßt diesen bisher einzigen
Hinweis auf einen zeitweiligen marinen Charakter der
Schutzfelsschichten als wenig überzeugend erscheinen. 2. Die
Mikrofauna mit Ataxophragrnium depressum (Ferner) - bis-
her nur ab dem Turon bekannt - läßt eher vermuten, daß hier
nachgerutschte glaukonitische Partien von Eibunner Mergeln

147

oder auch Regensburger Grünsandstein beteiligt waren. Die
limnofluviatilterrestrische Entstehung der Schutzfelsschich-
ten ist ansonsten durch Trusheim (1. c.) genügend belegt.

Derselbe Autor (I. c. S. 46) spricht sich auch klar für eine
Einlagerung der Amberger Erzformation in die Schutzfels-
schichten - „mit denen sie durch alle Übergänge auf das in-
nigste verknüpft sind" - aus. Ihr Alter gibt er mit Unterkreide
bis möglicherweise Untercenoman an. Die genauere Datie-
rung der Obergrenze stellt er einer späteren Neubearbeitung
der Kreidefaunen anheim. Diese, von DacquE (1939) veröf-
fentlicht, bestätigt mit Acanthoceras naviculare und Pecten
asper ein mittel(?)- bis obercenomanes Alter des Grünsand-
steins und damit die Möglichkeit eines untercenomanen Al-
ters für die höheren Teile der Schutzfelsschichten.

Nach Cech et al. (1980: 280) verläuft in der Böhmischen
Kreide die Grenze zwischen liegenden limnischen Perucer
Schichten - altersmäßig den Schutzfelsschichten gleich (GüM-
BEL, 1868) - und hangenden Korycaner Schichten diachron.
Inoceramus pictus im höheren Teil der letzteren weist auf
Obercenoman hin, Inoceramus crippsi und Schloenbachia
varians im tieferen Teil könnten noch Mittelcenoman andeu-
ten.

Pacltovä (1977: 134, 1978: 103) engt das Alter des oberen
Teils der Perucer Schichten mit Hilfe des Erstauftretens von
Vertretern aus der Gruppe der Normapolles in Verbindung
mit dem Vorkommen von triporaten Pollen auf das höhere
Mittelcenoman (Acanthoceras jukes-brownei-Zone) ein.

Tillmann war schon lange vor der ersten mikropaläontolo-
gischen ,, Beweisführung" von 1952-53 - trotz der Richtig-
stellungen von Trusheim (1936) - vom zeitweilig marinen
Charakter der Erzformation und von deren Einsetzen" zu
Beginn des Cenomans" (Tillmann, 1940, 547) überzeugt, so
daß nicht auszuschließen ist, daß sich diese Überzeugung
auch auf die mikropaläontologische Bearbeitung des von ihm,
für seine eigenen Untersuchungen in Auftrag gegebenen Pro-
benmaterials ausgewirkt haben könnte.

REVISION DER MIKROFAUNEN

Zum besseren Verständnis der in verschiedenen Erläute-
rungen zu geologischen Karten wiedergegebenen Ergebnisse
der mikropaläontologischen Untersuchungen ist es ange-
bracht, einen diesen zugrundeliegenden mikropaläontologi-
schen Bericht vom 25.7.53 zu zitieren. Er betrifft Untersu-
chungen an Mikrofaunen aus basalen Tonen der Erzforma-
tion der Bohrung Bernreuth 86 (Archiv-Nr. K 53) aus den
Teufen 158,80-161,60 m. Hier werden- wie auch schon vor-
her (siehe unten) - abgebrochene trochospirale Anfangswin-
dungen von Placopsilina cenomana d'Orbigny und von
? Trocholina sp. (Taf. 1, Fig. 12-14), je nach Form und An-
ordnung der Kammern, als ,,Globotruncana appenninica,
Globotruncana roberti, Globigenna digitata (?) bzw. Globt-
gerina subdigitata (?)" bestimmt. Bisherige Ergebnisse (vor-
herige Untersuchungen an den Bohrungen Etzmannsberg 5,
Mariahilfberg 2 und Bernreuth 99 miteingeschlossen) wer-
den wie folgt, zusammengefaßt: ,, Durch den schlechten Er-
haltungszustand und das spärliche Vorkommen der betref-
fenden Mikrofossilien ist bis jetzt der einwandfreie Nach-
weis, mittels einer exakten spezifischen Bestimmung, noch

nicht gelungen. Deswegen ist es auch schwierig, jetzt schon
zu entscheiden, ob hier nun Mittel- oder Oberalb oder Unter-
cenoman vorliegt. Man kann jetzt jedoch schon mit sehr gro-
ßer Sicherheit sagen, daß die basalen Kreideschichten der
Oberpfälzer Eisenerzlagerstätten u. a. Sedimente des Alb bis
Untercenoman beinhalten."

Etwas verwunderlich daran ist am Schluß die bereits deutli-
che Beschränkung einzig noch auf die Fragestellung Unterce-
noman oder auch noch Alb?, die bei allen weiteren Untersu-
chungen (s. u.) allein mehr im Vordergrund steht, obwohl
doch zu Beginn noch der einwandfreie Nachweis für Alb bis
Untercenoman überhaupt in Frage gestellt ist.

In der schon o. a. Bohrung Etzmannsberg 5 (Archiv-Nr.
K 57), Blatt Sulzbach-Rosenberg (Gudden & Treibs, 1961),
die gleich zweimal die Erzformation durchteuft, wird bei
27,10 m und bei 29,50 m, neben ,,Unter-Dogger-Foramini-
feren" (!) eine rotaliide Kalkschalerform: Robulus sp. als
Kreide-Anzeiger aufgeführt. Bei einer späteren Durchsicht
wird am Rand vermerkt, daß es sich dabei doch wohl nur um
eine Lenticulina sp. handle und damit die Mikrofauna keine
stratigraphische Einstufung erlaube. Diese Berichtigung, die
durch die jetzige Revision bestätigt werden kann, bleibt - wie
noch einige andere (s. u.) - unpubliziert. Eine weitere Probe
aus der zum zweitenmal in dieser Bohrung bei
135,80-138,20 m durchteuften Erzformation soll Schackoina
sp. enthalten. Die jetzige Revision kommt zu dem Schluß,
daß es sich auch hier nur um abgebrochene Anfangswindun-
gen von Placopsilina cenomana handelt.

Die Art ist keineswegs - wie der Name vermuten lassen
könnte - auf das Cenoman beschränkt. Sie kommt ebenso
schon im Malm vor (vgl. Seibold, 1960; Oesterle, 1968;
Groiss, 1970), Ihre Anfangswindungen bilden aber- und hier
liegt der Ursprung der Kette von Verwechslungen - Formen
aus, die eine gewisse Ähnlichkeit mit planktonischen Formen
wie Globotruncana appenninica, G. roberti, Globigenna
subdigitata und auch Schackoina sp. aufweisen.

Aus der ebenfalls o. a. Bohrung Mariahilfberg 2 (Ar-
chiv-Nr. K 10) sollen bei 30 m ,, neben umgelagerter Dog-
ger-Mikrofauna ( !) Globotruncanen- und Globigerinen- ähn-
liche korrodierte Kalkschaler - wenngleich für eine nähere
stratigraphische Einstufung unbrauchbar - ein Oberkreide-
Alter belegen" (Bericht vom 18.3.53). Bei einer späteren
Durchsicht wird, wie auch die jetzige Revision bestätigt, wie-
der am Rand vermerkt, daß in der Probe gar keine Kreidefor-
men vorhanden seien.

Auch in der Bohrung Bernreuth 99 (Archiv-Nr. K 51) auf
Blatt Auerbach (Tillmann & Treibs, 1967, Beilage 6) wird bei
104,00-104,10 m neben Textulariidae ein Robulus sp. als
Beweis für Oberkreide angeführt, nach der jetzigen Revision
auch nur eine Lenticulina sp.. Bei 163,50-164,10 m kommen
viele Individuen einer einzigen Plankton-Art: ,,Globigerina"
helvetojurassica Haeusler (Taf. l,Fig. 10-11) neben verein-
zelten Resten von Placopsilina sp. vor. Sie sind (1. c.) als Glo-
bigerina äff. subdigitata bestimmt und in das Alb-Unterce-
noman eingestuft.

Jura-,, Globigerinen" waren um diese Zeit noch weniger
bekannt, so daß die Verwechslung mit Kreide-Hedbergellen
leicht möglich war, besonders im Zusammenhang mit ande-
rem vermeintlichem Kreide-Plankton (Placopsilina sp.).

148

Überhaupt gab es zum damaligen Zeitpunkt noch keine
Plankton-Forschung unter Zuhilfenahme des Stereoscan.

Die mikropaläontologische Abteilung am Bayerischen
Geologischen Landesamt war sowieso erst im Aufbau begrif-
fen und gleich mit sehr vielfältigen Aufgaben und Problem-
stellungen befaßt. Die Amberger Erzformation stellte da nur
ein kleines Problem unter vielen größeren dar. Für sie stand
nicht nur eine Einstufung zwischen Malm und mittel- bis
obercenomanem Regensburger Grünsandstein fest. Pflan-
zenfunde (Angiospermen) in Tonen der mit der Erzformation
zumindest teilweise verzahnten Schutzfelsschichten (Güm-
BEL, 1868, Trusheim 1936: 41) engten „in Anlehnung an
Mägdefrau (1953) „schon zum damaligen Zeitpunkt das Al-
ter bereits auf etwa Apt-Cenoman ein (Oschmann, 1958: 68)
und der marine Charakter der Basistone der Erzformation
war durch Makrofossilfunde (Klüpfel, 1919, Jacubowski,
1921) scheinbar bewiesen. Erste Funde von vermeintlich
autochthonen marinen Mikrofaunen (benthonische Kalk-
und Sandschaler) um 1952, erbrachten dafür sozusagen den
letzten Beweis und ließen Zweifel an den Richtigstellungen
Trusheim's aufkommen. Als dann auch noch vermeintUche
planktonische Alb-Cenoman-Foraminiferen gefunden wur-
den, wandelten sich diese Zweifel in Gewißheit um. Es blieb
in der Tat nur noch die Frage noch der stratigraphischen Ein-
engung - auf Untercenoman allein oder noch zusätzlich auf
Alb - offen.

Dieser Frage wurde in der Folgezeit in Untersuchungen an
Bohrmaterial nachgegangen. Dabei fanden sich weitere ben-
thonische Foraminiferen, Sand- und Kalkschaler, die die Ein-
stufung Alb bis Untercenoman zu bestätigen schienen, ohne
jedoch eine weitere stratigraphische Einengung zu erlauben.
Hierzu die folgenden Beispiele, die aus Bohrungen auf Blatt
Amberg stammen (Tillmann & Treibs, 1963).

1. Unterer Querschlag beim Neuen Wetterschacht im Am-
berger Erzberg, Profil 15 (1. c, S. 208-213):

Aus dem Basiston der Unteren Erzformation wird bei
5,40 m (Probe Nr. A 50/54) neben Sandschalern wie
Glomospira sp., Saccorhiza sp., Textularia sp. und Tro-
cbammina sp., eine fragliche rotaliide Form: Globotrun-
cana sp. ? angeführt, und in der Oberen Erzformation bei
19,40 m (Probe Nr. A 60/54) neben Sandschalern wie
Textularia sp., Trochammina sp. und Ammobaculites sp.
eine weitere fragliche Form: Bigenerma sp. ?. Beide For-
men - Globotruncana sp. ? und Btgenenna sp. ? - sollen
den Verdacht auf Kreide nahelegen. Die jetzige Revision
ergibt, daß es sich bei der ersten Form um einen unbe-
stimmbaren Sandschalerrest handelt, der lediglich an eine
Globotruncana sp. erinnert. Bigenerina sp. kommt als
Beleg für Kreide nicht in Betracht, da sie schon im Ober-
jura mit verschiedenen Arten (Oesterle, 1968: 742 ff.) be-
kannt ist.

2. Tiefbohrung Schäflohe (Archiv-Nr. K 123):

Hier wird bei 98,20-98,50 m neben Ammodiscus tenuis-
simus (Guembel) eine Anomalina involutu (Reuss) als
Hinweis auf Kreide aufgeführt (1. c. S. 72). Bei der jetzi-
gen Revision war diese Form nicht mehr auffindbar.
Anomalma-'i]:\vi\\c\\t Formen sind aber ebenfalls schon im
Oberjura bekannt, wie das folgende Beispiel zeigt.

3. Bohrung Engelsdorf 13 (Archiv-Nr. K 103):

Aus dem Basiston der Erzformation wird bei 8,1 0-8,20 m
(1. c. S. 78) angeführt: Bulimma D 17, Anomalina D 12,
Lenticulina sp. Die beiden ersten Formen werden als Be-
weis für marine Kreide angesehen. Zusätzlich wird ver-
merkt, daß die Bestimmung nach Hecht (1938) erfolgte
und daß sich dabei überraschende Ähnlichkeiten mit dem
Faunenbild der Leymeriella regularis-Zone ergeben ha-
ben. Die jetzige Revision kommt zu dem Ergebnis, daß
eine Anomalina-'ihnViche Form vorhanden ist, daß es sich
dabei jedoch um Dtscorbis ? paraspis (Schwager) handelt,
wie von Oesterle (1968: 774) aus dem Malm des Schwei-
zer Jura beschrieben. Eine Bulimina war nicht enthalten.
Sie könnte aber nicht als Beweis gelten, da die Gattung
schon ab dem Jura bekannt ist. Die verbleibende ,, Ähn-
lichkeit" mit dem Faunenbild der L. regularis-TLont
Norddeutschlands allein reicht nicht aus, um ein Kreideal-
ter zu belegen.

4. Bohrung Krumbach 37 (Archiv-Nr. K 199):

Bei 111,10-111,70 m(l. c. S. 80) wird mit Valvulina kar-
ren (Uhlig) - neben anderen Sandschalern - ,, eindeutig
Kreide" determiniert. Bei der jetzigen Revision konnte
keine Valvulina karren gefunden werden, dagegen aber
eine Paalzowella feifeli (Paalzow). Deren Vorkommen
wiederum ist auf den Malm (Oxford) beschränkt.

5. In einer Zusammenschau (Tillmann & Treibs, 1. c. S. 81)
werden alle bis dahin aus der Erzformation der verschie-
denen Reviere bestimmten Forminiferen aufgelistet. Es
wird geprüft, ob damit außer Cenoman auch Alb nach-
weisbar sei und zunächst festgestellt, daß eine wün-
schenswert enge stratigraphische Einordnung nicht mög-
lich sei. Zur Altersstellung heißt es - im folgenden aus-
zugsweise zitiert - weiter: ,, Durch Haplophragmmm
aequale (Roemer) erweisen sich klar als Oberkreide die
Proben . . . Sämtliche Formen aus früheren Berichten, die
für Alb zu sprechen schienen, wurden einer genauen Beur-
teilung unterzogen . . . Alb konnte nicht nachgewiesen
werden. Damit sind die o. a. Proben als Liegendes der
Oberkreide zu betrachten (= tiefstes Cenoman)."

Bei dieser genaueren Beurteilung wird an der Bestimmung
,, Globotruncana" und ,,Globigerina" festgehalten, ob-
wohl in der Faunenliste zum ersten Mal Placopsilina ce-
nomana auftaucht, dagegen keine Globotruncana appen-
ninica mehr. Das deutet daraufhin, daß die erste grundle-
gende Verwechslung - kurz nach dem Erscheinen der Ar-
beit von Seibold (1960) - als solche erkannt ist. Die sich
daraus nahezu zwangsläufig ergebende Frage, ob es sich
eventuell auch bei den übrigen, als Beweis für marines Un-
tercenoman aufgezählten Arten um Durchläufer handeln
könnte, die wie Placopsilina cenomana selbst alle schon ab
dem Oberjura auftreten, wird nicht gestellt.
Haplophragmium aequale, extra als für Oberkreide be-
weiskräftige Form angeführt, entpuppt sich bei der jetzi-
gen Revision als Ammobaculites subcretaceus Cushman &
Alexander, ebenfalls schon im Oberjura bekannt
(Oesterle, 1968, S. 737).

149

ERGEBNIS

Insgesamt kommt damit die jetzige Revision zu dem Er-
gebnis, daß weder die als Beweis für marines Untercenoman
angeführten planktonischen, noch die benthonischen ,, Leit-
formen" einer genaueren Überprüfung standhalten und daß
zusätzlich die Umlagerung aus Dogger-Malm-Schichten in
mehreren Fällen durch die Begleirfauna nachweisbar ist.
Hierzu wird im folgenden eine Übersicht über die wichtig-
sten, im Rahmen dieser Revision durchgeführten Neube-
stimmungen - jeweils mit dazugehöriger stratigraphischer
Einstufung - gegeben.

Bohrung Bemreuth 86 (Tillmann & Treibs 1967, Beil. 6)

K33, 159,6-161,3 m

„Globigerina" cf. helveto-jurassica HaeuslER

Trochammina pygmaea (Haeusler)

Trochammina rotundata E. & J. Seibold

Haplophragmoides globigerinoides (Haeusler)

Textularia jurassica GuEMBEL

Tritaxis lohata (E. & J. SEIBOLD)

Suhdelloidma haeusleri FRENTZEN

Placopsilina cenomana D'OrbiGNY

Thurammina sp.

Tolypammina sp.

Ammodiscus sp.

Miliolidae

Seeigelstacheln

u.a.

Alter: Unterer Malm

Bohrung Bernreuth 99 (Tillmann & Treibs, 1. c.)

K5I, 104,00-104, 10 m

Lenüculina sp.
Textularia sp.
Tolypammina sp.
163,50-164,10 m

,,Globigertna cf. helveto-jurassica HAEUSLER
Placopsilina sp.
Alter: Dogger-Malm

Bohrung Bernreuth 96 (Tillmann et al. 1963, S. 81)

K77, 104,00-1 12,30 m

Trochammina mflata (MONTAGU)

Trochammina pulchra ZiEGLER

Trochammina parva E. & J. SeIBOLD

Textularia cf . jurassica GuEMBEL

Ammobaculites suprajurassicus (Schwager)

Proteonina ampullacea Brady

Glomospira sp.

Rheophax sp.

Lituola sp.

Textularia sp.

Haplophragmium sp.

Fischzähnchen

u. a.

Alter: Dogger (-Malm)

Bohrung Krumbach 37 (Tillmann et al. 1963, S. 80)

K 199, 111, 10-111, 70m

Textularia cf. jurassica GuEMBEL
Paalzowella feifeli (PaalZOW)
Miliammma jurassica (HAEUSLER)
Cyclogyra sp.
Trochammina sp.
Alter: Dogger-Malm

Bohrung Schäflohe X (Tillmann et al. 1963, S. 71)

K 123, 98,20-98,30 m

Ammodiscus sp.
Foraminiferenreste

Bohrung Engelsdorf 16 (Tillmann et al. 1963, S. 74)

K 133, 1,90-2,65 m

Lenticulma div. sp.
Nodosaria sp.
Eoguttulina sp.
Ammodiscus sp.

Bohrung Engelsdorf 23 (Tillmann et al. 1963, S. 74)

K 137, 4,30-5,10 m

Rheophax sp.
Ammobaculites sp.

Bohrung Bernreuth 129

K241, 112,60-113, 10m

Haplophragmoides globigennoides (HAEUSLER)

Trochammina rotundata E. & J. SEIBOLD

Bigenerina arcuata HAEUSLER

Textularia sp.

Tolypammina sp.

Glomospira sp.

Miliolide

Fischzähnchen

Seeigelstacheln

Alter: (Dogger-) Malm

Bohrung Bernreuth 130

K243, 125,80-127,00 m

Textularia elongata (E. & J. SeIBOLD)

Paalzowella feifeli (PaaLZOW)

Miliammina jurassica (Haeussler)

Trochammina sp.

Ammodiscus sp.

Glomospira sp.

Textularia sp.

Haplophragmoides sp.

Ammobaculites sp.

Schwammskelette

Seeigelstacheln

Alter: (Dogger-) Malm

Zu vergleichbaren Ergebnissen kam schon Groiss in einer
Arbeit von Freyberg (1976). Freyberg beruft sich darin auf
GuDDEN & Treibs (1961, S. 72), wo es heißt, daß eine alters-
mäßig nicht restlos gesicherte brackisch-marine Mikrofauna
aus einem Ton, wenig über dem Malm, Relikte einer kurzfri-
stigen Meeresüberflutung andeute. Gudden wiederum beruft
sich auf Tillmann (1954 und 1958), der Ockertone, Braun-
eisenerzlinsen, Sande und Glanzbraunkohle des Vilseck-
Freihunger Reviers mit der Amberg-Auerbacher Erzforma-
tion parallehsiert und - jeweils an der Basis und auch noch mal
im höheren Teil derselben, unter Berufung auf mikropaläon-
tologische Bestimmungen (s. o.) - eine marin-brackische
Fauna angibt. Freyberg schreibt, daß er aufgrund dieser An-
gaben immer wieder Proben aus Tonhorizonten der Erzfor-
mation verschiedener Bohrungen entnommen habe. Diese
wurden mikropaläontologisch von Groiss untersucht. Er-
gebnis: In den Proben fanden sich immer nur ,,verkieselte
Kleinfaunen von jurassischem Charakter, wahrscheinlich aus
dem Malm umgelagert".

150

SCHLUSSFOLGERUNGEN FÜR DIE PALÄOGEOGRAPHISCH-
TEKTONISCHE ENTWICKLUNG

Dieses Ergebnis wurde wohl nicht wahrgenommen oder es
kam gegen die nie widerrufenen, schembar mehrfach gesi-
cherten mikropaläontologischen Befunde in den Proben von
Tillmann nicht an. Die „untercenomane Meeresbucht"
(Tillmann 1964, Tillmann & Treibs, 1967) lebte, wenn auch
mit Fragezeichen versehen, weiter als ,, vielleicht zeitweilig
brackisch-marine trogförmige Randtalzüge" (Gudden,
1975), als ,, Tümpel und Seen, die . . . möglicherweise in den
Einflußbereich des . . . Oberkreidemeeres gelangten" (Gall
et al. 1973) bzw. als ,, fjordartige marine Rinne . . . Vorläufer
des breiteren obercenomanen Golfes von Regensburg"
(Herm, 1979). Nachdem sich durch die jetzt dargelegten Er-
gebnisse die Hauptargumente für einen marinen unterceno-
manen Vorstoß in das Gebiet nördlich der Linie des Lands-
hut-Neuöttinger Hochs in Nichts auflösen, liegt die Schluß-
folgerung einer rein limnofluviatil-terrestrischen Entstehung
der Erzformation - analog derjenigen der Schutzfelsschichten
- nahe. Glaukonitgehalte und Ooide lassen sich, ebenso wie
die Mikrofaunen, durch Umlagerung aus Jura-Schichten er-
klären. Ein Unterkreide- Alter kommt, neben Unter- bis Mit-
telcenoman, wie bei den Schutzfelsschichten (Trusheim,
1936), wieder in Betracht. Gleichzeitig wird auch offenkun-
dig, daß der obercenomane Meeresvorstoß (vgl. auch Klein et
al. 1979) ein relativ plötzliches Ereignis ohne vermittelnde
Vorläufer darstellt. Diese Feststellung schließt eine Trans-
gressionsdauer von vielen hundert Jahren, wie von Trusheim
(1936, S. 60) vorsichtig als Minimum geschätzt, durchaus

noch mit ein. Seit dem Rückzug des Meeres im Berrias - bis
auf eine Lmie unmittelbar vor dem heutigen Kalkalpen-
Nordrand (vgl. Meyer et al. 1981, Taf. 4, Fig. 1) - war das
Meer noch zweimal bis zur Linie des Landshut-Neuöttinger
Hochs vorgerückt, einmal im Valendis-Hauterive und noch
mal im Apt-Alb. Dies ist jedoch - im Vergleich zum oberce-
nomanen Meeresvorstoß - eher als ein Oszillieren der Mee-
resküste zu bezeichnen. Jetzt transgredierte das Meer erst-
mals wieder seit dem Malm - anknüpfend an NW-SE-strei-
chende Bruchstrukturen - bis in den Raum nördlich von Re-
gensburg - möglicherweise diachron während des Mittel- bis
Obercenomans (Lange & Paulus, 1971), obwohl Mittel-Ce-
noman bisher, trotz Bemühen, nicht nachweisbar ist. Insge-
samt läßt sich folgern, daß das Landshut-Neuöttinger Hoch
bis in das mittlere Cenoman hinein eine Trennlinie zwischen
festländischer Entwicklung im Norden und mariner Ent-
wicklung im Süden darstellte.

Der plötzliche Vorstoß, der - ohne Übergang - voll marine
Ablagerungen mit planktonischen Foraminiferen fast 150 km
weit nach Norden vordringen ließ, deutet auf relativ abrupte
Abbruche randlicher Schollen von der bis in das Turon hinein
synsedimentär aufsteigenden Böhmischen Masse hin. Diese
stehen, als Teil des ,, Gesamtzerfalls des östlichen Teils des
Mitteleuropäischen Festlandes während des Obercenoman"
(Trocer, 1981, S. 163) wohl in Zusammenhang mit dem tek-
tonischen Geschehen - Kollision und Aufschiebungen - am
Südrand des Europäischen Schelfs.

ZUSAMMENFASSUNG

Die stratigraphisch-fazielle Interpretation der Amberger
Erzformation als zeitweilig marine Ablagerung des Unterce-
noman, von Tillmann schon 1940 und in der Folgezeit von
1954-1967 vertreten, geht zunächst auf Verwechslungen bei
Makrofossilbestimmungen (Klüpfel, 1919, Jacubowsi, 1921)
zurück, die aber von Trusheim (1936) richtiggestellt worden
waren. Neuen Auftrieb erhielt sie, wieder durch Verwechs-
lungen bei Bestimmungen - diesmal an Mikrofossilien - im
Auftrag Tillmann's seit 1952 am Bayerischen Geologischen
Landesamt durchgeführt. Grundlegend wirkte sich dabei aus,
daß trochospirale Anfangswindungen von PUcopsilina ceno-
mana als Rotalipora appenninica und Jura-,,Globigerinen"
als Kreideplankton angesehen wurden. Beides zusammen
führte nicht nur zu der o. a. Interpretation, sondern zog auch
noch eine verstärkte Suche nach zusätzlichen benthonischen
Leitformen zur Präzisierung der scheinbar gesicherten Ein-
stufung ,,Alb bis Untercenoman" nach sich, woraus weitere

Fehlbestimmungen resultierten. Diese sind bis heute nicht be-
richtigt, weshalb auch die o. a. Interpretation noch weiter-
lebt.

Die jetzt durchgeführte Revision der am Landesamt auf-
bewahrten Mikrofaunen holt dieses Versäumnis nach. Sie
kommt zu dem Ergebnis, daß die Mikrofaunen alle aus Jura-
schichten umgelagert sind und kein Kreideplankton beinhal-
ten. Damit entfällt der ,, zeitweilig marine Einfluß" zugun-
sten einer rein limnofluviatil-terrestrischen Deutung. Neben
Unter- bis Mittelcenoman kommt wieder ein Unterkreideal-
ter in Betracht. Paläogeographisch bedeutet das, daß das
Landshut-Neuöttinger Hoch bis in das mittlere Cenoman
hinein die Trennlinie zwischen festländischer Entwicklung im
Norden und mariner Entwicklung im Süden bildete. Damit
erhellt auch, daß die obercenomane Transgression, ein relativ
plötzliches Ereignis ohne Übergang, einen Gipfelpunkt des
tektonischen Zerfalls dieses Gebietes markiert.

151

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Tafel 1

Fig. 1-9 Zonenlcitformen nach Erst- bzw. Letztauftreten im Profil Benberg
(FORSTI-R, Ml-VtR & RiSCH)

Fig. 1-3. Rotalipora cushni^m (MoKKO^i/)

Probe A 70/82
1 . Dorsal ( x 80) 2 . Lateral ( x 9 1 ) 3 . Ventral ( x 90)

Fig. 4-6. WhiteinelLi archacocrctacea Pf.SSAGNO

Probe A 74/82
4. Dorsal (X 100)5. Lateral (x 130) Ventral (x 111)

Fig. 7-9. Praeglobotrumatia hclvctua (Boi.Ll)

Probe A 76/82

7. Dorsal (X 1 10) 8. Lateral (leicht verkippt) (x 120) 9. Ventral (x 1 19)

Fig. 10-14 Umgelagerte Jura-Foraminiferen aus den Schutzfelsschichten mit gewisser

Ähnlichkeit zu planktonischen Kreide- Formen (Rls< H)
Flg. 10-1 1 . ,,Globigerina" cf. helveto-jurassica Haeusi KR

Probe K 51, 163,50-164,10 m

Bohrung Bcrnreuth 99

umkristallisierte Individuen

10. Ventral (X 200) 1 1 . Ventral (X 277)

Fig. 12-13. Wijco/'sÄna a>«owi!na n'OKBIGNY
Probe K 53, 159,60-161,50 m
Bohrung Bernreuth 86

12. abgebrochener Anfangsteil (x 137)

13. Anfangsteil mit Folgekammern (X 87)
Fig. 14. ^Trocbülina sp.

abgebrochener erster Umgang (x 135)
Probe K 53, 159,60-161,50 m
Bohrung Bernreuth 86

Zitteliana 10, 1983

RiscH, H.

Tafel 1

155

Zitteliana

155-171

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate
in den Losensteiner Schichten (Alb, Nördliche Kalkalpen)

Von
REINHARD GAUPP=')

Mit 7 Abbildungen und 2 Tafeln

KURZFASSUNG

Die klastische Sedimentserie der Losensteiner Schichten ist
in den nördlichsten und tektonisch tiefsten Einheiten der
Nördlichen Kalkalpen (Bajuvarikum) aufgeschlossen. Diese
Sedimente umfassen Ton- und Siltsteine mit Einschaltungen
von turbiditischen Sandsteinen, Geröllpeliten und Konglo-
meraten. Sie wurden während des Alb in kleinräumigen sub-
marinen Fächern abgelagert. Sohlmarken an den turbiditi-
schen Sandsteinen und nach Süden abnehmende Proximalität
der Konglomerate belegen Paläoströmungsrichtungen aus
Norden.

Die paläogeographische Einordnung des ursprünglich im
Norden des Oberostalpin gelegenen Liefergebietes ist um-
stritten. Aus der vermuteten Position dieses Liefergebietes,
das während einer Zeit erster intensiver, kompressiver tekto-
nischer Bewegungen in der frühen orogenetischen Entwick-
lung der Alpen (Apt bis Campan) Detritus nach Süden schüt-
tete, wurden paläotektonische Schlüsse gezogen.

Die Analyse der KonglomeratgeröUe aus magmatischen,
metamorphen und sedimentären Gesteinen ermöglicht die

Rekonstruktion eines lithologischen Profils des Liefergebie-
tes. Die Komponenten erweisen, daß mesozoische und pa-
läozoische Gesteine über kontinentalem Kristallinsockel ne-
ben ophiolithischem Material erodiert wurden.

Diverse oberjurassische und unter- bis mittelkretazische
Kalkgerölle zeigen Mikrofazies, die im Kalkalpin entweder
selten oder unbekannt sind. Biodetritische Flachwasserkalke
mit Clypeina jurassica Favre (,, Sulzfluh-Faziestyp") und mit
unterkretazischen Dasycladaceen und Foraminiferen (,,Ur-
gon-Faziestyp") konnten neben den für das kalkalpine Meso-
zoikum üblichen Gesteinstypen erkannt werden. Die Sedi-
mentation im Herkunftsgebiet setzte sich unter flachmarinen
Bedingungen, bei Zufuhr von siliziklastischem (teilweise ul-
trabasischem) Material, bis ins Apt/? Unteralb fort.

Ein Vergleich des lithologischen Profils des Herkunftsge-
bietes mit Gesteinen ostalpiner und penninischer Einheiten
läßt darauf schließen, daß sich die klastischen Komponenten
der Losensteiner Schichten aus einem Liefergebiet in unter-
ostalpiner Position ableiten lassen.

ABSTRACT

During the Albian, the clastic sequence of the Losenstein
Formation was deposited in the northern parts of the Upper
Austroalpine realm (Lastern Alps). These Sediments, which
comprise pelites with intercalations of turbiditic sandstones,
pebbly mudstones, and conglomeratic beds, were generated
in small submarine fans. Paleocurrents from the north are in-
dicated by bottom marks from turbiditic psammites and evi-
dence of southward decreasing proximality in conglomerates.

The paleogeographic position of the source area, located
north of the Upper Austroalpine, is controversial. Paleotec-

'■■) R. Gaupp, Technische Universität Berlin, Institut für Ange-
wandte Geophysik, Petrologie und Lagerstättenforschung, Straße
des 17. Juni 135, D-1000 Berlin 12.

tonic deductions were drawn from the assumed localizations
of this source area, which supplied debris towards the south
during a period ( Aptian to Campanian) of first intensive com-
pressional movements in the early alpine orogenic history.

The analysis of conglomerate pebbles, which include mag-
matic, metamorphic and sedimentary rocks, allows a recon-
struction of a lithologic profile of the area of provenance. The
components indicate that Mesozoic and Paleozoic rocks as
well as ophiolitic material and crystalline basement rocks
were exposed to erosion.

Microfacies studies of sedimentary rock components of
conglomerates reveal Upper Jurassic and Lower to Middle
Cretaceous lithologies, which are uncommon or not existing
in the Upper Austroalpine stratigraphic column.

156

Biodetrital shallow water limestones with Clypeina juras-
sica Favre („Sulzfluh-Faciestype") and with Lower Cretace-
ous Dasycladaceae and Foraminifera („Urgon-Faciestype")
were recognized in addition to lithologies common in che Me-
sozoic stratigraphy of the Austroalpine unit. The Sedimenta-
tion in the source area continued under shallow marine condi-

tions, with introduction of siliciclastic (partly uhramafic) ma-
terial, until the Aptian/Lower(?) Albian.

A comparison of the hthologic profile of the source area
with lithologies of the Austroalpine and Penninic units shows
that the clastic components of the Losenstein Beds were deri-
ved from an area in Lower Austroalpine position.

1. EINLEITUNG

Die klastische Sedimentfolge der Losensteiner Schichten
(Unteralb bis Vraconien) ist auf die tiefsten tektonischen
Stockwerke der Nördlichen Kalkalpen beschränkt (Tiefbaju-
varikum). Es handelt sich um eine maximal 200 m mächtige
Serie aus Ton- und Siltsteinen mit turbiditischen Sandsteinen,
Geröllpeliten und Konglomeraten. Obwohl die Lithofazies-
typen dieser Serie lateral und venikal rasch wechseln, sind sie
doch erstaunlich gleichförmig ausgebildet entlang des gesam-
ten Kalkalpen-Nordrandes von Vorarlberg bis Wien.

Die diesem Artikel zugrunde liegenden Arbeiten erfassen
grob-klastische Sedimente der Losensteiner Schichten zwi-
schen dem Großen Walsertal/Vlbg. im Westen und Füs-
sen/AUgäu im Osten (Abb. 1).

Die Ablagerung der Losensteiner Schichten (Kollmann
1968) erfolgte in einem Zeitabschnitt der Kreide, während
dem geotektonische Bewegungen das Bild des alpinen Te-
thysraumes tiefgreifend umgestalteten. (Dewey et al. 1973;

Trompy 1975; Frisch 1976, 1981; Dietrich 1976). Die Zerle-
gung der oberosialpinen, paläozoisch-mesozoischen Sedi-
mentplatte und ihre Stapelung zu einem Deckenkomplex fand
im wesentlichen während der Mittelkreide statt. Diese Vor-
gänge lassen sich erklären als Reaktion der sedimentären
Hülle auf Verschuppungen bzw. Verkürzungen der unterla-
gemden kontinentalen Kruste (vgl. Bogel 1976) während der
Schließung des Südpenninischen Ozeans im Norden des
Ostalpin (zusammenfassende Darstellungen in Trompy 1975,
Tollmann 1976, Obeiihauser 1980).

Die Sedimente der Losensteiner Schichten mit ihrem bun-
ten Spektrum an ,, exotischen" Gerollen umstrittener Her-
kunft hatten früh die Aufmerksamkeit geologischer Bearbei-
ter auf sich gezogen (Broili 1914; vgl. Müller 1973). Aus der
vermuteten Herkunft und der Zusammensetzung vor allem
des kristallinen Detritus wurden sehr unterschiedliche paläo-
tektonische und paläogeographische Schlüsse gezogen. Es

Abb. 1 . Lage des Arbeitsgebietes und tektonische Gliederung der Kalkalpen zwischen Großem Walsertal
und Füssen/ Allgäu.

1 = Blasenka (Großes Walsertal), 2 = Bärgunt (Hinteres Kleines Walsertal), 3 = Roßkopf, Hauselloch-
bach, Weißenbach, Kleebach (westl. Hindelang), 4 = Riesenbach fVilstal), 5 = Schrecksee

0km

157

wurde mehrfach versucht, die orogenen Bewegungen wäh-
rend jener wichtigen Phase der alpidischen Entwicklungsge-
schichte aus den syntektonisch entstandenen Ablagerungen
zu rekonstruieren.

In der vorliegenden Arbeit werden ergänzende Beobach-
tungen und Ergebnisse sedimentologischer Untersuchungen
an Konglomeraten der Losensteiner Schichten mitgeteilt.

2. SEDIMENTPETROGRAPHIE DER KONGLOMERATE

Angaben zur Petrographie der Losensteiner Schichten fin-
den sich in den Arbeiten von Zeil (1955, 1956), Zacher
(1966), Kollmann (1968), Müller (1973), Löcsei (1974). Die
folgende kurzgefaßte Zusammenstellung sedimentpetrogra-
phischer Charakteristika der Losensteiner Konglomerate
geht aus den Untersuchungen von Gaupp (1980) hervor.

2.1 GEFÜGE UND FAZIESMERKMALE

Lithologie:

Polymikte Orthokonglomerate, Parakonglomerate, Ge-
röllpsammite und GeröUpelite. Die stark vorherrschenden
komponentengestützten Orthokonglomerate treten entwe-
der strukturlos (chaotisch) und unsortien oder strukturiert,
gut sortiert mit Regelung und Imbrikation auf. Die Kompo-
nenten sind sehr gut gerundet, seltener mäßig gut gerundet,
Gerölldurchmesser bis >2 m, häufige Modalwerte zwischen 2
und 5 cm. Matrk der bimodalen Orthokonglomerate ist
meist gut sonierter Sand bis Grobsand, bei den polymodalen
Parakonglomeraten sandreicher Tonsilt. Geröllspektrum mit
hoher kompositioneller Reife.

Sedimentstrukturen :

Normale und Lnverse Gradierung häufig. Sowohl ,,coarse-
tail" -Gradierung als auch ,,distribution"-Gradierung vertre-

ten. Großmaßstäbliche, horizontal-planare Schrägschichtung
mit Winkeln bis 25° ist selten zu beobachten. Parallele Hori-
zontalschichtung häufig in dicken Bänken mit multipler Gra-
dierung. Feinkonglomeratbänke zeigen Strömungsmarken an
den Schichtunterflächen.

Geometrie der Konglomeratkörper:

Meist linsenförmige Körper geringer lateraler Kontinuität,
selten ebenflächig begrenzte Bänke. Mächtigkeit einzelner
Lagen zwischen 0,3 m und 2 m, mitunter > 10 m. Die Basis
mächtiger Lagen zeigt erosive Diskordanz zu den liegenden
Sedimenten (Abb. 2 und 3). Bankoberflächen eben und oft
von Grobsandlagen überdeckt. Sehr mächtige Konglomerat-
körper sind komplex aufgebaut aus einzelnen basal ineinan-
dergreifenden bandförmigen Schüttungskörpern mit plan-
konvexem Querschnitt (z. B. Bärgunt, Abb. 3; Gaupp 1980).

Transportrichtungen und Proximalität:

Intemgefüge und Sohlmarken der mit den Konglomeraten
assoziierten Turbiditsandsteine belegen einen Sedimenttran-
sport aus nördlichen Richtungen (Müller 1973). Aufgrund
der Korngrößenabnahme in den Konglomeraten von der Ce-
noman-Randschuppe im Norden zur Allgäudecke im Süden
wurde von Zeil (1955, 1956) und Zacher (1966) auf ein im
Norden gelegenes, heute nicht mehr erschlossenes Lieferge-
biet geschlossen (vgl. Broili 1914, Kraus 1951).

CENOMAN

Vrocon

M- ALB

0- APT

LOSENSTEINER
SCHICHTEN

TANNHEIMER
SCHICHTEN

Konglomerate
Sandsteine
l«lergel .Tonmergei
IvtergelPcatke
Kolke

NEOKOM-
APTYCHENSCHICHTEN

Abb. 2. Schemazeichnung zur Verdeutlichung der stratigraphi-
schen Beziehungen zwischen Losensteiner Schichten und den liegen-
den Tannheimer Schichten.

('■' = Schichtausfall unter konglomeratischen Rinnenfüllungen durch
basale Erosion)

158

■Im

+ 8/77

' M •

+ 15m

Abb. 3. Aufschlußskizze der erosiven Basis einer mächtigen amal-
gamierten Orthokonglomeratlage (Rinnenfüllung) über Psammiten,
Parakonglomeraten und Geröllpeliten der Losensteiner Schichten.
Bärgunt, Hinteres Kleines Walsertal, 1790 m NN; Arosa-Zone.

Nach Gaupp (1980) belegen die systematischen Korngrö-
ßenvariationen der Gerolle eine generell Nord-Süd gerichtete
Sedimentzulieferung: Durchmesser übergroßer EinzelgeröUe
> 1 m treten nur in den Konglomeraten der Genoman-Rand-
schuppe (und aus dieser tektonisch verschleppt in der Aro-
sa-Zone) auf.

Die mittleren scheinbaren Durchmesser der 10 größten Ge-
rolle (= D/10-Werte) aus basalen Teilen gradierter Konglo-
merate und aus ungradierten Konglomeraten liegen in der
Genoman-Randschuppe mindestens um 20% über denen der
AUgäudecke. Die Häufigkeit von Konglomeraten mit
D/10-Werten >15cm geht in der südlichen AUgäudecke
(Tannheimer Berge) gegen Null.

In turbiditischen Psammiten weisen Bankmächtigkeiten,
Korngrößen basaler Lagen und die Abfolgen der BouMA-Ab-
schnitte auf distalere Verhältnisse in der AUgäudecke als in der
Genoman-Randschuppe hin.

Die Gesamtheit sedimentologischer Beobachtungen in den
Losensteiner Schichten belegt größere Proximalität in der
Genoman-Randschuppe, verglichen mit der AUgäudecke
(Gaupp 1980).

Zur Interpretation des Ablagerungsmilieus:

Interngefüge, Geometrie und Faziesassoziationen der
Konglomerate belegen ihre Bildung aus schwerkraftbeding-
ten Resedimentationen. Es handelt sich nicht um klastische
Bildungen einer Transgression wie vormals angenommen.
Die Losensteiner Schichten wurden in kleinen radial-finger-
förmig nach Süden vorgreifenden submarinen Fächern unter
tief-sublitoralen bis bathyalen Verhältnissen abgelagert. Die
Konglomerate sind klastische Füllungen von Rmnen, die
durch basale Erosion unter hochkonzentrierten Sedimentdis-
persionsströmen entstanden (Details in Gaupp 1980, 1982).

2.2 KOMPONENTENBESTAND DER KONGLOME-
RATE

Das Geröllspektrum der Konglomerate umfaßt leukokrate
plutonische und vulkanische Gesteine, basische Vulkanite,
niedrig- bis mittelgradig metamorphe Gesteine sowie silizi-
klastische und karbonatische Sedimentgesteine (Ampferer &
Ohnesorge 1909, Brinkmann et al. 1937, Zeil 1955, Zacher
1966, Muller 1973, Locsei 1974, Gaupp 1980).

Die Abbildungen 4, 5 und 6 geben einen Überblick über die
häufigsten Gerölltypen. Vor allem die kristallinen, meist als
,, exotisch" bezeichneten Komponenten wurden in Beschrei-
bungen dieser Konglomerate hervorgehoben.

Rhyolithische und dacitische Gerolle sowie pyroklastische
Äquivalente sind die häufigsten Kristallin-Komponenten.
Granite (vorherrschend grüne Varietäten) sind sehr selten.

Bei den Metamorphiten sind Phyllite und Glimmerschiefer
im Osten häufiger als im Westen. Generell sind Phyllite,
Glimmerschiefer und Gneise untypische und relativ seltene
Komponenten der Losensteiner Schichten.

Höhermetamorphe Gesteine fehlen im Westen entweder
ganz oder sind extrem selten. Ultrabasischer Detritus (Ser-
pentinit) tritt nur in der Sandfraktion auf.

Die Sedimentgesteinskomponenten wurden bislang gedeu-
tet als umgelagerter Detritus der kalkalpinen permomesozoi-
schen Schichtfolge (Zeil 1955, Müller 1973, Dietrich 1976).
Auch LöcsEi (1974) gibt für die Sedimentgesteinsgerölle eine
,, Kalkvoralpine" Herkunft an. Lediglich El Noor (1966) hält
kalkalpine Herkunft für verschiedene Kalkgerölle für ausge-
schlossen.

Zusammensetzung

Bärgunt

Häuselloch

(Arosa-Zone)

(Cenoman-
Randschuppe)

Sedimentgesteine :

Biogene arenit. Kalke

9,9

4,8

Kreidesandsteine

1 ,6

0,8

Fleckenkalke u. bunte Kalklutite

10,7

7,7

Echinodermen-Biosparite

<0,5

1,8

Hornsteine,Spiculite,Radiolarite

<0,5

2,5

weißer Dolomit ,dolom. Kalk

11,2

6,3

gelbgrauer u. gelber Dolomit

16,9

12,8

schwarzer Dolomit

1 ,3

<0,5

rote u. graue Quarzpsammite

1 ,6

6,8

schwarze Lydite

1,3

2,5

Kristallin:

Quarz

Granit

Metakonglomerate,Quarzite u.

Meta-Arkosen

Saure u. intermediäre Eruptiva

Basische Eruptiva

Chloritaggregate, ( ?) Serpentinit

Chloritschief er /Glimmerschiefer

11 ,2

19,3

CO, 5

—

11 ,8

7,8

17,8

15,1

4,5

10,3

—

1 ,0

0,6

0,5

313 Gerolle

398 Gerolle

Abb. 4. Prozentuale Verteilung der Geröllkomponenten in zwei
Konglomeratbänken der Losensteiner Schichten (Alb).

159

HÄUFIG
3 ZURÜCKTRETEND
O SELTEN
^ NICHT NACHGEWIESEN

j::

(1)

Itl

-C

ffl

«+-)

■H

J<i

tfl

■H

:(0

:«

■rH

■K

Silt-/Tonsteine

Quarzpsammite

Kalkarenite

Orbit . Lithothamn . -
Bioarenite

■

•0

Orbit. Milioliden-
Biomikrite

•

■H

Bio-Oolumpsparite
Korallenbiolithite

9
9

O
O

o
o

<a
■p
c

(0
33

Ol
(0
•H
M

Bioin trasparite
mit Salpingoporella

•

Ol
CO

Calpionellenkalke

Biopelsparite
mit Clypeina j.

o
a

O
9

9
O

■H

Lumpintrasparite
mit Protopeneroplis

•

■H

Saccocomakalkmikrite

T3
U

tu
X

Filamentkalke

öl

Radiolarite

■>

-a

Kieselkalke,
Spiculite

■

•

Echinodermenschuttkalk

•

•H

Fleckenkalke (jf)

•

Bunte Kalklutite
Ober triaskalke

9
O

•
9

•
O

9
O

(Haupt-) Dolomit

•

? Dolomit gelb

•

(Wetterstein-) Kalk
(Wetterstein-) Dolomit

•

? schwarze Kalkmikrite

■?

Buntsandstein

Abb. 5. Zusammensetzung des mesozoischen Anteils von Sedimentgesteins-Koraponenten in Konglo-
meraten der Losensteiner Schichten.

Eine eingehende Neubearbeitung der Sedimentgesteinsge-
röUe macht nun deutüch, daß verschiedene der Geröll-Litho-
faziestypen im Kalkalpin entweder selten oder aber unbe-
kannt sind. Nur diese Komponenten sowie einige weitere pa-
läogeographisch interessante Geröllanteile werden hier kurz
beschrieben.

a) Wettersteinkalk und -dolomit:

Weiße, teilweise gelbgefleckte dolomitische Dismikrite mit

pel- und lumpsparitischen Partien, Fenstergefügen, gradier-
ten Hohlraumfüllungen (z. T. fenestral algal boundstones).

Fossilgehalt: Pharetronen, Kalkschwämme, Ostracoden;

Algen: Zonotrichites, Tubiphytes obscurus Maslov,
Thaumatoporella sp.;

Foraminiferen: Ophtalmidium cf. tricki (Langer),
Glomospirella sp., Trochammina sp., Turri-
spirillina prealpina Trifonova; bestimmt durch
Dr. Ott: Endothyra cf. batuxi, Amphimuralis
sp., Aeolisaccus tintinniformis MiSik.

Obwohl keine sicheren Leitformen zu finden waren, deutet
nach Herrn Dr. Ott die Fauna und der Gesamteindruck auf
(?) mittel- und obertriadischen Wettersteinkalk und -dolomit

160

hin. Der Mangel an Diploporen und das gehäufte Auftreten
Yon Tubiphytesobscurus Maslov läßt auf Riff-Fazies (E. Ott
1972) schließen.

b) Brecciöse Lias- und Doggerkalke:

Bunte fossilführende Calcilutite des Lias und Echinoder-
men-Biosparite und Kieselkalke sind mitunter fein- bis grob-
brecciös ausgebildet. Entweder Intraklasten gleicher Litholo-
gie und Fauna oder dolomitische Extraklasten sind in die
Kalke eingebettet. Tektonische Brecciierung ist auszuschlie-
ßen, da die Matrix dieser klastischen Kalke praktisch unzer-
brochen ist und deutliche Anzeichen von plastischer Verfor-
mung durch die Klasten zeigt. Gerolle dieser Art erreichen
mehrere dm Durchmesser; die Größe der Klasten liegt zwi-
schen 1 mm und 15 cm.

c) Jura-Flachwasserkalke mit Clypeina jurassica Fa\'re:

Bedeutsam für paläogeographische Fragen sind die beson-
ders im Westen des Untersuchungsgebietes häufigeren hell-
grauen und dunkelblaugrauen, weißlich anwitternden Kalk-
gerölle, die ohne nähere Beachtung leicht mit kalkalpinen
Obertriaskaiken verwechselt werden können:

Biomikrite, Biopelsparite (Tafel I, Fig. 1), Biointrasparite,
Lumpsparite mit Biogenen, Oosparite, brecciierte Pelsparite.

Fossilgehalt: Mollusken: Kleingastropoden, grobe mikriti-

sierie Bivalvenschalenfragmente, Bankia itriata (Ca-

Rozzi);

Algen: Clypemu jurassica Favre, Cayeuxia cf. ameri-
cana Johnson, Cayeuxia piae Frollo, Cayeu-
xia sp., Tubiphytes morronensis Crescenti,
Bacinella irregularis Radoicic, Pianella sp.;

Foraminiferen: Protopeneroplis striata Weynschenk,
Trocholina alpina (Leupold), Labynnthina
sp., Miliolidae, Textulariidae, Lituolidae;

Bryozoen; Korallenbruchstücke (z. T. ganze Stöcke);
Koprolithen (Favreiria sp.); Crinoidenstiel-
glieder; Ostracoden.

In den mit Dünnschliffen und Acetatfolienabzügen unter-
suchten Proben ließen sich sowohl Kalke mit zahlreichen Pr.
striata, solche mit C/. jurassica und seltener auch solche mit
Bankia striata nachweisen. Damit ist auf ein Alter der Kalk-
gerölle von Kimmeridge bis mittleres Tithon zu schließen.

Die lithologische Ähnlichkeit dieser Kalke mit den Ge-
steinstypen des Sulzfluhkalk (W. Ott 1969) ist beachtens-
wert. Vergleichbar sind diese Kalke auch mit Malmflachwas-
serkalken der östlichen Nordkalkalpen wie dem Piassenkalk

(Fenninger & Hotzl 1965; Tollmann 1975a) und bedingt
auch mit Barmsteinkalk und Tressensteinkalk.

d) Unterkreide-Flachwasserkalke in ,,Urgonfazies":

Hellbraune, blaßrote, hell- bis dunkelgraue Biomikrite,
Biopelmikrite, Biosparrudite und Biolithite (Tafel I,
Fig. 3-6).

Fossilgehalt: grobe Gastropoden- und Bivalvenschalen-

stücke, Echinodermenfragmente;

Algen: Salpingoporella muehlbergii (Lorenz), Acro-
porella radoiaa Praturlon, Acicularia sp.,
Aciculana cf. elongata Carozzi, Coptocampy-
lodon fontis Patrulius, Bacinella irregularis
Radoicic (Lithocodium), Ethelia alba Pfen-
DER, Boueina sp, ? Likanella sp., Lithocodium
aggregatum Elliot, Archaeolithothamnmm
sp.,

Foraminiferen: Palorhitolina lenticularis (Blumen-
bach), Orbitolina cf. conica d'Archiac, Orbi-
tolina sp., Dictyoconus cf. arabicus Henson,
Sabaudia minuta Hofker, Cuneolina sp.,
Rheophax sp., Pseudochoffatella sp., Glomo-
spira sp., Quinqueloculina sp., Nautiloculina
sp., ? Ovalveolina sp., Textulariidae.

Außerdem Korallen(-bruchstücke), Poriferen, Ostra-
coden.

Für KalkgeröUe mit Salpingoporella muehlbergii (Lorenz)
kommt ein Alter von Hauterive bis Mittelapt in Frage (Con-
rad & Peybernes 1976), nach Conrad (1977) Berrias bis Un-
terapt.

Sabaudia minuta Hofker ließe eine Einstufung Hauterive
bis tiefes Apt zu (GusiC 1975). Sichere Belege für Alb- Alter
sind nicht gegeben.

Diese GeröUe entsprechen völlig der sog. ,,Urgonfazies",
die mit bioklastischen Flachwasserkalken in der Unterkreide
im Tethysbereich weit verbreitet war. Nach Mikrofazies und
Fossilgehalt ist in Anlehnung an Conrad (1977) auf infralito-
rale bis circalitorale Ablagerungsmilieus dieser Kalke zu
schließen.

e) Chromspinellführende Flachwasserkalke der Unterkreide

Orbitolinenreiche Intrabiosparite und Oosparite (Taf. H,
Fig. 1-3) führen gelegentlich terrigenen Detritus. Quarzkör-
ner, Chromspinell, Serpentinit oder Chloritaggregate sind in
Lumps eingeschlossen oder bilden den Kern von Ooiden.

3. DER AUFBAU DES LIEFERGEBIETES

Aus dem Geröllbestand in Konglomeraten der Losenstei-
ner Schichten läßt sich hypothetisch der Aufbau des Lieferge-
bietes rekonstruieren (Abb. 6). Demnach wurde die meso-
zoische (Untertrias bis Apt/ Alb) und paläozoische (Permo-
karbon und ? älter) Sedimenthülle, samt eingeschalteten sau-
ren und basischen Vulkaniten abgetragen bis auf den kristalli-
nen Sockel. Das Grundgebirge war gekennzeichnet durch
niedrig- und mittelgradige Metasedimente/Metavulkanite

und granitische Gesteine. Permokarbon ließ sich neuerdings
durch palynologische Untersuchungen (Gaupp & Batten in
Vorb.) belegen. Eine relativ mächtige klastisch-vulkanogene
Permoskyth-Schichtserie war von vergleichsweise gering-
mächtiger Trias überlagert. Die vermutlich kontinuierliche
Schichtfolge von Lias bis Mittelkreide weist charakteristische
litorale Karbonatsedimente während Malm und Unterkreide
auf. Ein Teil der Jura-/Unterkreide-Sedimente in Übergangs-

161

und Langschwebfazies (vgl. Abb. 6) wurde beim Geröll-
stromtransport aus flachmarinen Bereichen in den tiefermari-
nen Ablagerungsraum der Losensteiner Schichten durch ba-
sale Erosion in die Konglomerate eingearbeitet (kantige Kla-
sten ± ohne Rundung).

Basische und ultrabasische Gesteine wurden im weiteren
Raum des Liefergebietes bereits während des Apt (oder noch
früher) erodiert und in flachmarine Kalksedimente eingela-
gert.

4. DISKUSSION

4. 1 KRISTALLINES BASEMENT

Typisch für den Geröllbestand der Alb-Konglomerate ist
das Fehlen von höhermetamorphem Kristallin. Gneiskom-
ponenten sind extrem selten oder fehlen völlig. Trümpy (1975)
hebt für das Unterostalpin Graubündens den Reichtum an pa-
läozoischen Granitoiden hervor und verweist auf den Kon-
trast zum Südpenninikum und Oberostalpin, wo der kristal-
line Untergrund v. a. aus Gneisen und Glimmerschiefern be-
steht.

Das Permoskyth von Tarntaler Bergen und Radstädter"
Tauern (Clar 1940, Enzenberg 1967) wird von Quarzphyllit
bzw. Wenger Kristallin unterlagert, während Mittelostalpin
(Altkristallin) und Mittelpenninikum (Zentralgneis) vorwie-
gend höhermetamorphes Kristallin aufweisen (vgl. Frasl &
Frank 1966, Frisch 1968). Grüne Granite und Granitmyloni-
te, wie sie selten auch in den Alb-Konglomeraten und nach ei-
genen Funden auch in den Tratenbachschichten vorkommen,
sind typisch für das Unterostalpin des Err-Julier-Gebietes,
sind aber auch im Mittelpenninikum (grüne Granite der Falk-
nis-, Tasna- und Sulzfluh-Decke) häufig vertreten (Corne-
lius 1935, Bertle 1973, Burger 1978). Nach neuen Untersu-
chungen von Grüner (1981) wird allerdings für Falknis- und
Sulzfluh-Einheit wieder eine unterostalpine Position erwo-
gen. Grüner stellt in dem Zusammenhang die starke Beteili-
gung amphibolitischer Gesteine im Mittelpenninikum in Ge-
gensatz zum amphibolitarmen Unterostalpin.

Chloritquarzite und Chloritschiefer, häufiger in den feine-
ren Fraktionen klastischer Sedimente der Losensteiner
Schichten, lassen sich z. T. mit Altkristallin aber auch mit den
Casannaschiefern der Arosa-Zone vergleichen (Grünau
1947).

4.2 PALÄOZOIKUM

Besonders auffallend sind die häufigen graugrünen bis ro-
ten, sauren bis intermediären Vulkanite in den Konglomera-
ten der Losensteiner Schichten (Rhyolithe, Felsitporphyre,
Dacite, Ignimbrite usw.). Gegen eine mögliche Ableitung
dieser Vulkanite aus der Grauwackenzone (z. B. Dietrich
1976) spricht nach Tollmann (1976b), daß die Porphyroide
dieser Zone (z. B. Blasseneck-Porphyroide) bereits varis-
zisch metamorph wurden. Dieses Argument läßt sich jedoch
nicht auf das Unterostalpin ausdehnen. Im Permoskyth des
Ober- und Unterostalpin von Graubünden sind mächtige
Quarzporphyre und Pyroklastika vertreten (Cornelius
1935). Von allen tektonischen Einheiten nördlich des Ober-
ostalpin weist das Unterostalpin Graubündens die umfang-
reichste vulcano-sedimentäre Formation auf. Die alpidisch

metamorphosienen, prätriadischen Nair-Porphyroide der
Err-Grevasalvas-Decke haben dacitische, rhyolithische und
andesitische Zusammensetzung. Nach Trümpy (1975) sind
deckenförmige Rhyolithe wohl permischen Alters auch in der
Bernina-Decke vertreten. Auch Dietrich (1976) hält eine un-
terostalpine Abkunft der Vulkanitgerölle für wahrscheinlich.
Daß permische Vulkanite auch in den Karpaten in internen
Bereichen vertreten sind, ist aus der Melaphyr-Subformation
der innerkarpatischen Choc-Gemeriden (Mahel 1963) zu er-
sehen, die auch Tollmann (1965) dem Oberostalpin gleich-
setzt.

Dünner (1934) erwähnt Quarzporphyre aus dem Mittel-
penninikum des westlichen Tauernfensters, die zwischen
Zentralgneis und Hochstegenmesozoikum (Frisch 1976) auf-
treten. Eine Herleitung der QuarzporphyrgeröUe im ,,Rand-
cenoman" aus diesem Gebiet wird von Frisch (1. c. ) erwogen.

Eine Durchsicht der mir von Herrn Prof. Frisch freundli-
cherweise gegebenen Dünnschliffe dieser metamorph über-
prägten Quarzporphyre zeigte aber wenig Gemeinsamkeiten
außer texturellen Merkmalen.

Betrachtet man die epimetamorphen, möglicherweise tlw.
karbonen Metapsammite (Arkosen, Grauwacken) und Meta-
konglomerate in den Gerollen, dann scheinen diese eher mit
vermutlich präpermischen Metasedimenten des Unterostal-
pin (Enzenberg 1967, Cornelius 1935) vergleichbar, als mit
solchen des Penninikum (z. B. Habachserie, vgl. Frasl &
Frank 1966).

4.3 PERMOSKYTH UND TRIAS

Terrigene Sedimente des alpinen ,,Verrucano" sind in den
Tarntaler Bergen (Quarzite, Serizitquarzitschiefer, Enzen-
berg 1967), in den Radstädter Tauern (Tollmann 1959), im
Julier-Bemina-Gebiet (Cornelius 1935) sowie im Mittelpen-
ninikum (Wustkogelserie z. B. Frisch 1968) nachzuweisen.
Ebenso ist Buntsandstein in den genannten Einheiten vertre-
ten.

Die Gesamtmächtigkeit der Trias ist im Unterostalpin und
Mittelpenninikum geringer als im Oberostalpin (vgl. Prey
1976). In der Sulzfluhdecke ähnlich wie unter dem Hochste-
genkalk ist Trias kaum entwickelt oder fehlt völhg (W. Ott
1969, Frisch 1968). Wenn überhaupt, dann ist Trias im Pen-
ninikum nur sporadisch durch Dolomite vertreten (Thiele
1970).

Dagegen ist die Trias im Unterostalpin zwar lückenhaft
und geringmächtig aber doch stets vorhanden (Trümpy 1975).
Hauptdolomit erreicht m Graubünden 400 m, in den Tarnta-
ler Bergen 200 m Mächtigkeit (Enzenberg 1967).

Abb. 6

Zetlskala nach
KULP 1960
ERNSI&KREUZER 197E

ALB

APT

BARREME

HAUTERIVE

VALANGIN
BERRIAS

MALM

DOGGER

LIAS

-OBERTRIAS

MITIELTRIAS

UNTERTRIAS

ZECHSTEI^

ROTUEGENOES

Hypothetischer geologischer Aufbau des Liefergebietes
klastischer Sedimente der Losensteiner Schichten (U.-Alb-Vracon)

(basierend auf Geröllanalysen der Konglomerate und Mineralbestand der Sandsteine)

UBERGANGSFAZIEb LANGSUHWEB

KURZSCHWEBFAZIES FAZIES

I TIEFSCHWELLENBEREICH i

(23) Kolkorenite

^Quarzpsammite

(15)

)KristQllinfuhrende Biosparite, -mikrite
mit Orbitolinen, Milioliden etc

) Biosparite mit Dosyclodoceen
(Urgonkalke)

)Korallenbiolithite

Ophiolithe (DiabQse iwS, Serpentinit)
Biomikrite, Biopelsp (g)Aptyctiensch
m Clypeino jurossico (Calpionellenkalk)
(Typus Sulzfluhk /PiQssenkalk)

Saccocomokalke

Filomentkolke, ^^d^a u *

Radiolorienkalke 05 R°diolorite
m Protoglobigennen

@ Echinodermen- Biosporite

(j2)Spiculite, Kieselkolke

/rj> Fleckenmergel
(io)KQlkbreccien ^Allgouschichten)

(J) Hauptdolomil , Obertriaskolke

(?) Wettersteinkolk u -dolomit

@ gelbe Dolomite

@ Buntsandstein (rote 'Permoskyth' -
Quorzpsammite)

Postvariszische
@) Transgressions-,
bildungen

Sandsteine
CQuorzite', Arkosen)
'Tonsteine
' Konglomerate

@ basische Vulkonite (Diabase)

saure bis intermed
Q Vulkonite u
Pyroklostika

(^ Epimetomorptie
Serie ^

' Ouarzporptiyre

Felsitfelse

Quarz keratoptiyre

Ignimbrite

Tuftite
Arkosen
Grauwocken
Quarzite.Metokonglm
Lydite, ■? Marmore

■Phyllite, Glimmersctiieter
Chloritschieter, (Gneis)

(T) (')variszische Granite

RG1979

163

RossNER (1976) wies in den nördlichen Radstädter Tauern
Wettersteinkalk in Riffazies nach, in einer Fazies also, die
auch in den Gerollen der Losensteiner Schichten vorliegt.

Im Err-Bemina-Gebiet liegt Mitteltrias geringmächtig in
weißen Wettersteindolomiten vor (Cornelius 1935).

Gelbe Dolomite, wie sie charakteristisch in den Gerollen
auftreten, sind nach Cornelius (1935) im Anis und im Karn
der Platta-Decke, der Carungas-, Err- und Bemina-Decke
entwickelt. Herrn Prof. Trompy verdanke ich den Hinweis,
daß gelblich-ockerfarbene feinkristalline Dolomite mit
schwarzen Dendriten typisch im Unterostalpin Graubündens
auftreten.

Das Rät des Unterostalpin ist mit Lumachellekalken, The-
cosmilienkalken usw. ähnlich dem Oberostalpin entwickelt
(vgl. Trompy 1975, Rossner 1976).

4.4 JURA UND UNTERKREIDE

Im tieferen Jura des Unterostalpin (Graubünden) wurden
Echinodermenschuttkalke und Kieselkalke (Spiculite) gebil-
det. Während des Dogger kam es zu den für das Unterostalpin
auch weiter im E so typischen Breccienbildungen (z. B. Salu-
ver-Formation, Finger 1975). Allerdings sind die Gerolle ju-
rassischer Breccien in Losensteiner Konglomeraten, soweit
ich das bisher beurteilen konnte, frei von kristallinen Kom-
ponenten. Der Malm des Unterostalpin ist, wie schon der
Dogger, in Tiefwasserfazies entwickelt. Über Radiolariten
folgende Aptychenkalke reichen vermutlich bis in die Unter-
kreide (Finger 1975, Trompy 1975). AusderCarungas-Decke
bei Oberhalbstein (Val d'Err) hat neuerdings O. Vobor-
NY/Zürich (frdl. mdl. Mitt.) Dogger bzw. Malm im Tief-
schwellenfazies mit Saccocomakalken nachgewiesen. Auch
hier sind wieder Analogien zum Komponentenbestand fest-
zustellen.

Kieselige Jurakalke (Kieselschiefer, kieselige Tonschiefer)
werden von Enzenberg (1967) aus dem Tarntaler Unterostal-
pin beschrieben.

Mehr Schwierigkeiten bringt die Zuordnung der biogenen
Malm- und Unterkreide-Flachwasserkalke, die in den Kon-

glomeratgeröllen nachgewiesen werden konnten. Im Bajuva-
rikum zwischen Isar und Iller sind Kalke dieser Fazies nicht
vertreten.

Malmkalke vergleichbarer Fazies sind N' des Oberostalpin
bisher lediglich aus den vermutlich unterostalpinen (oder mit-
telpenninischen) Sulzfluh-Falknis-Einheiten (W. Ott 1969,
Grüner 1981) beschrieben worden. Das Auftreten von
Urgo-Apt bzw. Tristelschichten in der unterostalpinen Err-
Bernina-Gruppe scheint nicht sichergestellt zu sein (Trompy
1975).

Ein symmetrisches Gegenstück zu den Malm-Flachwas-
serkarbonatplattformen im Süden des Oberostalpin (Plassen-
kalk usw.) auch im Norden in unterostalpiner (? auch mittel-
ostalpiner) Position ist nicht grundsätzlich auszuschließen.

Rekurrenzen der Malm- und Unterkreide-Flachwasser-
karbpnatfazies waren selbstverständlich überall dort gegeben,
wo die bathymetrischen und paläogeographischen Verhält-
nisse dies erlaubten.

Unterkretazische Flachwasserkarbonate (Urgonfazies) mit
Chromspinell-Beimengung werden von ZupaniC & BabiC
(1981) aus NW-Kroatien beschrieben. Hagn (1982) fand neu-
erdings allodapische Kalke in Urgonfazies (Barreme) mit
Chromspinell in der Thierseemuide (SE-Teil der Lechtaldek-
ke).

Als Ausgangsgesteine des Chromspinell und des Serpenti-
nit-Detritus müssen größere Komplexe ultrabasischer Mag-
matite angesehen werden. Dabei muß offenbleiben, ob es sich
tatsächlich um Abkömmlinge mesozoischer ozeanischer Kru-
ste, die im Zuge mittelkretazischer Subduktion lokal ins Ero-
sionsniveau geriet, oder um ältere Bestandteile des Grundge-
birges handelt.

Als Liefergebiete für ultrabasischen Detritus in den Losen-
steiner Schichten kommen jedenfalls sowohl das ophiolithrei-
che Südpenninikum als auch das Unterostalpin in Frage.
Während in der Schweiz die Grenze Penninikum/Ostalpin
mit dem Fehlen oder Auftreten von Ophiolithen gezogen
wird (vgl. Dietrich 1970, Trompy 1975), tritt in den Ostalpen
auch im Unterostalpin noch Serpentinit in bedeutendem
Ausmaße auf (z. B. Reckner-Serpentinit Enzenberg 1967;
Ophiolithe der Matreier Zone, Frisch 1976, Tollmann 1977).

5. SCHLUSSFOLGERUNGEN ZUR PALÄOGEOGRAPHIE

Tollmann (z. B. 1965a) lokalisiert das Liefergebiet allothi-
gener GeröUe, v. a. aufgrund von Analogieschlüssen auf Ver-
hältnisse in den Karpaten (vgl. Birkenmajer 1960), am Nord-
rand des Mittelpenninikum (,,Ultrapienidischer Rücken").
Die paläogeographische Lage des Liefergebietes hat schwer-
wiegende Bedeutung für die zeitliche Fixierung orogener
Hauptbewegungen in den Ostalpen. Wenn Tollmann das
Liefergebiet in das nördliche Mittelpenninikum verlegt, dann
bedeutet dies zwangsläufig, daß das Südpenninikum der Tau-
ernschieferhülle bereits vor dem Mittel- oder Unteralb unter
die Austroalpin-Adriatische Platte unterschoben worden sein
muß, so daß Sedimenttransport aus dem Brianconnais direkt
bis in das nördliche Oberostalpin hinein möglich wurde (vgl.
Tollmann 1976a, Zacher 1966, Oberhauser 1964).

Wird das Liefergebiet dagegen in südlicherer Lage ange-
ordnet, etwa zwischen Penninikum und Ostalpin im Sinne
des ,,Rumunischen Rückens" von Kockel (1923), dann muß
der Südpenninische Ozean nicht vor der Oberkreide ge-
schlossen worden sein.

Zu diesem Schluß kommen z. B. Oberhaoser (1968, 1978)
oder Moller (1973), die einen Tauernzuschub nicht vor dem
Eozän, bzw. nicht vor Oberturon annehmen (vgl. Clar
1965).

Aus dem Chromspinellgehalt kretazischer Sedimente bis
zum Untercampan auf noch nicht abgeschlossenen Tauernzu-
schub schließen zu wollen, wäre wohl ungerechtfertigt, denn
für den Umschlag könnten auch andere Gründe verantwort-

164

OBEROSTALPIN

Abb. 7. Paläogeographisches Schema des Grenzbereichs Ostalpin/Pennmikum im Mittel- und Westteil

der Ostalpen für den Zeitraum Alb-Untercenoman. Nach Gaupp 1980, paläogeographische Gliederung in

Anlehnung an TrüMPV 1975, Faupl 1978.

1 = Sedimentzulieferung der Losensteiner Schichten (Alb, bis Vraconien)

Unteren Branderfleckschichten (ah Vraconien, Untercenoman)

Sedimentzulieferung der

lieh sein (z. B. Subsidenz entsprechender Liefergebiete). Ko-
inzidiert dieser Umschiagzeitpunkt aber z. B. mit Metamor-
phoseereignissen im Penninikum (Kreuzer et al. 1980), dann
kommt ihm doch größere Bedeutung zu.

So geht Tollmann (1977) inzwischen auch von einem Ab-
schluß der Südpennin-Subduktion erst im Campan aus, for-
dert aber dennoch die Herkunft der Quarzporphyrgeröll-
schüttung vom ,,Ultrapienidischen Rücken", wobei für die
allothigeneführenden Sedimente der Mittelkreide ein Trans-
port ,,über das bereits trockenliegende, tektonisch noch nicht
verdeckte Reststück des Pennins in die Kalkalpenstirn gegen
Süden" zu denken wäre (1977). Wenn man jedoch davon aus-
geht, daß die Subduktion des Piemontais erst im Alb/Ceno-
man begann (Tollmann 1977), dann kann unmöglich im
Oberalb Abtragungsmaterial des Mittelpenninikum durch
den Südpenninischen Trog bis auf die ostalpine ,, Oberplatte"
gelangen.

Man kommt ohne diese Hilfsannahme zu einer einfacheren
Erklärung, wenn man das Liefergebiet allothigener Kompo-
nenten in internerer Lage annimmt, was aufgrund des
Komponentenbestandes naheliegend ist. Trotz der zweifellos
vorhandenen Ähnlichkeit allothigener Komponenten in der
Oberkreide der Pieniden (Birkenmajer 1960, vgl. auch MiSik
et al. 1981) mit den Gerollen der Losensteiner Schichten,
scheint es mir zutreffender, statt eines nirgendwo nachweis-
baren hypothetischen ,, Rückens" in mittelpenninischer Lage
besser ein unterostalpines Liefergebiet (i. w. S.) an-
zunehmen, dessen erforderlicher Gesteinsbestand in den vor-
handenen Relikten dieser Einheit zu finden ist.

Diesem unterostalpinen Liefergebiet entstammen allothi-
gene Gerolle ähnlicher Spektren im Alb (Losensteiner Schich-

ten), und vermutlich auch im Turon (Obere Branderfleck-
schichten und Flachwasser-Gosau) der Nördlichen Kalkal-
pen. Die Schüttung ,, exotischer" Komponenten (einschÜeß-
lich ophiolithischem Detritus) mag in der Oberkreide nach
Überwindung des Ostteils der mittelpenninischen Plattform
durch Subsidenz abgebrochen worden sein, was zur Umkeh-
rung des Paläogefälles und zum Einsetzen der Flyschgosau-
Sedimentation geführt haben kann (vgl. Faupl 1978).

Im Unterostalpin Graubündens dauert die Sedimentation
bis in die tiefere Oberkreide fort mit pelagischen Mergeln
(couches rouges), die von einigen 100 m Flysch überlagert
werden (Trümpy 1975). Aus dem Raum der Err-Bernina-
Decken kann die Schüttung allothigener Komponenten nicht
herzuleiten sein. Sieht man in diesem Zusammenhang, daß
Schubfetzen in der Arosa-Zone, die zweifelsfreie Losenstei-
ner Schichten mit typischen Konglomeraten führen, nach SW
über das Große Walsertal hinaus nicht mehr auftreten und
daß in der eigentlichen Arosa-Zone Graubündens derartige
Konglomerate nicht vorhanden sind, dann läßt sich ein Aus-
klingen dieser Konglomeratschüttungen nach W denken (vgl.
Abb. 7). Ein unterostalpines Liefergebiet, das sich in Malm-
und Unterkreide lokal durch Flachwassersedimentation aus-
zeichnete, ging möglicherweise nach W in tiefermarine Berei-
che mit Aptychenkalksedimentation über. Im E früher ein-
setzende tektonische Bewegungen führten im Alb zur Emer-
sion und stellenweisen Abtragung bis aufs Grundgebirge.

Über die hier aufgezeigten Ähnlichkeiten im geologischen
Aufbau des Liefergebietes allothigener Gerolle der Mittel-
kreide mit dem Gesteinsbestand des Unterostalpins, kann
und soll eine präcenomane Überwältigung des Südpennini-
kums nicht widerlegt werden. Es wird aber deutlich, daß sich

165

aus dem Geröllbestand der Alb-Konglomerate kein zwingen-
der Beleg für einen Anschluß des Ostalpin an das Mittelpen-
ninikum während des Alb ableiten läßt.

Viel wahrscheinlicher wird dagegen ein Liefergebiet in
Form einer Festlandzone am Nordrand der ostalpinen Groß-
einheit, die möglicherweise durch basale Anschoppung in-
folge der Subduktionstätigkeit über Erosionsniveau gehoben
wurde und die sowohl aus kristallinem Grundgebirge mit
permo-mesozoischer Sedimentauflage des Unterostalpin als
auch aus (?) obduziertem ozeanischem Krustenmaterial be-
stand.

Faupl (1978), der für den gesamten südpenninischen Be-

reich der Ostalpen einen Abschluß der Subduktion nach dem
Cenoman annimmt, kommt zu einer entsprechenden Lage
und Definition des Liefergebietes, das er in Anlehnung an
KocKEL (1923) ,,Rumunischer Rücken" nennt.

Bei der zu beobachtenden erstaunlichen Ähnlichkeit in der
Ausbildung der klastischen Losensteiner Schichten und ihrer
Äquivalente, von Vorarlberg im Westen bis in die Karpaten
im Osten, wird man mit der Vorstellung eines schmalen
,, Rückens" nicht auskommen.

Die Ergebnisse stützen damit auch die paläogeographi-
schen Vorstellungen von Müller (1973), Oberhauser (1973),
Frisch (1976), Dietrich (1976) und Dietrich & Franz (1976).

6. ZUSAMMENFASSUNG

1 . Für eine nördliche Herkunft des Detritus der Losensteiner
Schichten konnten weitere sedimentologische Hinweise
gefunden werden.

2. Nicht nur die GeröUe magmatischer und metamorpher
Gesteine in den Konglomeraten sind als ,, exotisch" (orts-
fremd, nicht der Umgebung des Ablagerungsraumes ent-
stammend) anzusehen, sondern auch ein erheblicher Teil
der Sedimentgesteinskomponenten.

3. Keinem der untersuchten Gerolle kommt ein eindeutiger
paläogeographischer Leitwert zu. Aus der Gesamtheit des
Geröllspektrums der Losensteiner Schichten läßt sich je-

doch ein Liefergebiet rekonstruieren, dessen Gesteinsbe-
stand zwanglos mit dem der unterostalpinen Einheiten der
Ostalpen und des West-Ostalpen-Grenzbereiches ver-
gleichbar ist.

DANK

Den Herren W. FRISCH, H. Hagn, E. Ott und W. Zacher danke
ich herzlich für Anregungen, Diskussionen, für Hilfe bei Bestim-
mungsarbeiten und dafür, daß, Sie mir Literatur und Vergleichsmate-
rial zur Verfügung stellten.

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168

TAFEL I

Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten

Fig. 1. Biopel-Lumpsparit mit zahlreichen Anschnitten der Wirtel von Clypeina jurassica Favre
(Malm-Flach wasserkalk).
Schliff H5641
Arosa-Zone, Blasenka Westhang, 1930 m NN, Großes WalsertaL

Fig. 2. Protopeneropln itriaui Weynschenk in Intrabiopelsparit mit Tiibiphytes sp. und Bryozoenre-
sten. Weiterhin im Schliff Baanella irregulam RaDOICIC, Mollusken-, Korallen- und Echino-
dermenschutt, Kalkschwämme und Mihohden (Malm-Flachwasserkalk).
Schliff H549 10
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.

Fig. 3. Biosparit mit AcroporelU nidoiaa PraTURLON, Coptocampylodon fontii Patrulius, Aaailaria
sp., Milioliden, Gastropoden- und Echinodermenfragmenten, andernorts im Schliff auch Salpin-
goporella sp.

(Unterkreide-Flach wasserkalk, ,,Urgonfazies").
Schliff H63729
Cenoman-Randschuppe, Häusellochbach W Unterjoch, 1300 m NN.

Fig. 4. Biosparit mit Codiaceenresten, crustosen Corallinaceen, Echinodermen- und Molluskenfragmen-
ten und Orbitolinen.

(Unterkreide-Flach wasserkalk, ,,Urgonfazies").
Schliff H54936
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.

Fig. 5. Milioliden-Biopelmikrit der Unterkreide. Der Schliff (H54937) führt an anderer Stelle Palorhito-
lina sp., Sabaitdia mmuta HOFK.ER und Rheophax sp.
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.

Fig. 6. Milioliden-Biopelmikrit mit Sabaiidia mmuta HOFKER.
(Unterkreide-Flach wasserkalk)
Schliff H549 12
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.

170

TAFEL 2

Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten

Fig. 1. Intrabiosparit mit Orbitohnen, Molluskenschalenbruchstücken, Resten von Echinodermen und
Codiaceen, Corallinaceen, Textularien, Miliohden sowie silizikJastischem Detritus (polykristalh-
ner Quarz in Bildmitte).
(Höhere Unterkreide)

Schhff H6387

Cenoman-Randschuppe, Weißenbach W Unterjoch, 1150 m NN.

Fig. 2. Oosparitischer Kalk mit Quarz (a), Serpentinit/Chlorit (b) und Chromspinell (c). Die Ooidrinden
sind verkieselt, ein Teil der silikatischen Partikel wird durch Karbonat verdrängt.
(Höhere Unterkreide)

Schliff H63745

Cenoman-Randschuppe, Häuselloch- Alm W Unterjoch, 1300 m NN.

Fig. 3. Intraoosparlt mit Quarz (a), Chlorit-Serpentinit-Aggregaten (b) und Chromspinell (c). Die kanti-
gen siliziklastischen Panikel sind Kerne von Ooiden oder Bestandteile von Lumps.
(Höhere Unterkreide)
Schliff H4747
AUgäudecke, E Schrecksee, 1860 m NN.

Fig. 4. Geröll eines orbitolinenführenden Kalkarenits, das vor der Umlagerung in die Konglomerate der
Losensteiner Schichten von Organismen angebohrt wurde. Das entstandene Bohrloch ist mit sili-
zikJastischem Detritus (gut gerundete Quarzkörner und Basaltgeröllchen) gefüllt.
(Höhere Unterkreide)
Schliff H521 7
Cenoman-Randschuppe, Riesenbach/Vilstal W Pfronten, 1245 m NN.

173

Zitteliana

173-181

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 - 9627

Senonian to Paleogene palaeogeographic and tectonic

development of the Myjavskä Pahorkatina Upland

(West Carpathians, Czechoslovakia)

By
JOSEPH SALAJ & AUGUSTIN BEGAN*)

With 5 figures in the text

ABSTRACT

The Sediments studied formerly designated as Gosau Sedi-
ments are found on the southern side of the KHppen Belt at its
western border. The Senonian Sediments are designated as the
Brezovä group and the Paleogene Sediments as the Myjava
group. Wedistinguishhere: the Bradlo (southern), StaräTurä
(transitional), Surovin (northem) and Rasov developments.
The first two, on the contrary to other developments, have
the basal Coniacian - Campanian conglomerate lithofacies re-
sting transgressively on the hörst System of the Brezovske
hory and Cachticke hory mountains Mesozoic. The last two
developments about which we conclude that there was no in-
terruption in Sedimentation (in the Middle Cretaceous), are
conformable with the substratum formed by the Triassic to
Lower Cretaceous.

This Mesozoic, on the basis of pebble analysis of Albian
conglomerates, on the contrary to the opinion of MiSik and
Sykora (1981), we consider as a remnant of the preserved
hörst of the Klape Sedimentation zone, emerged and prevai-
lingly eroded away to its crystailine substratum in the Albian
to Turonian.

Before the preserved part of the mentioned hörst was floo-
ded by the Senonian sea, freshwater schizophyte limestones
(HanACek 1956) and brackish coal seams (Dropa, verbal
communication) deposited on it. Later, during the Laramide
phase of folding it was squeezed out diapirically from the sub-
stratum, on the contrary to the opinions of other authors,
who consider its Mesozoic as a Gemeride nappe thrust the
south during the Subhercynian folding.

KURZFASSUNG

Am westlichen Ende der Westkarpaten auf der Südseite der
Klippen-Zone treten Oberkreide- Ablagerungen auf, die man
früher als Gosau bezeichnete. Sie werden als Brezova-Gruppe
zusammengefaßt, ihre palaeogene Fortsetzung als Myjava
Gruppe.

Es lassen sich vier unterschiedliche Einheiten unterschei-
den: Bradlo im Süden, Starä Turä als Übergangsfazies, Suro-
vin weiter nördlich und die Rasov-Einheit im Norden. In den
Bradlo- und Starä Turä-Einheiten setzte die Sedimentation im
Gegensatz zu den übrigen Abfolgen erst in der Oberkreide
ein. Basale Konglomerate des Coniac bis Campan transgre-
dieren über turone Süßwasser-Algenkalke und brackische
Kohle-Flöze, die ihrerseits dem horstartig herausgehobenen
Mesozoikum der Brezovske hory und Cachticke hory Berge

auflagen. In den beiden nördlichen Abfolgen liegt dagegen
unserer Meinung nach eine seit der Trias kontinuierliche Se-
dimentation vor, die sich ohne mittelkretazische Unterbre-
chung bis in die Oberkreide fortsetzt. Aufgrund von Ge-
röll-Analysen der Alb-Konglomerate sehen wir im Gegensatz
zu MiSiK & Sykora (1981) im Mesozoikum der beiden ersten
Einheiten einen Rest der Sedimentation in der Klape-Zone,
die in der Zeit vom Alb bis in das Turon stärker herausgeho-
ben, und im Osten bis auf die kristalline Unterlage erodiert
wurde, und nicht Reste der Gemer-Decke. Während der la-
ramischen Faltungsphase wurde die mesozoische Abfolge
von ihrer Unterlage diapirisch abgequetscht, und nicht als
Gemer-Decke bereits während der subherzynen Phase nach
Süden abgeschert.

*) J. Salaj and A. Began, Dionyz Stür Institute of Geology,
Mlynskä doiina 1, 81704 Bratislava, Czechoslovakia.

174

INTRODUCTION

At the southwestern termination of the West Carpathians
in Slovakia, between the mountains of Little Carpathians in
the south - Unit of the Central Carpathians - and the Klippen
Belt in the north, Upper Cretaceous and Paleogene Sediments

are lying, which for their position and lithofacial similarity
were considered as equivalent of the Gosau development in
the Alps (Stur 1860, Andrusov 1959, Salaj 1960).

LITHOFACIAL AND STRATIGRAPHIC CHARACTERIZATION

It has been proved by detailed studies (Salaj & Began 1963)
that there are lithofacial and stratigraphical differences, which
permitted to distinguish these Sediments of the Myjavskä pa-
horkatina Upland as a partieular development.

On the basis of lithofacial and stratigraphical differences as
well as of palaeogeographical interpretations we divided the
Upper Cretaceous and Paleogene Sediments into 4 develop-
ments; from south to north they are: 1. Bradlo development
(southern), 2. Starä Turä development (transitional), 3. Suro-
vin development (northern), 4. Rasov development (nor-
thernmost).

1. The Bradlo development is characteristic in basal
Sediments transgreding on the hörst System of the Brezovske
Karpaty and Cachticke Karpaty mountains Mesozoic
(Fig. 1). Before transgression, however, on this hörst, which
was part of the Klape ridge, freshwater schizophyte limesto-
nes (HanACek 1956) and brackish coal seams deposited (Dro-
PA, verbal communication). On the contrary to present Inter-
pretation we do no consider the underlying Mesozoic as part
of the Gemeride nappe but we suppose that it was partially
diapirically squeezed out from the substratum of the Klape
Sedimentation area to the surface in the time of the pre - Seno-
nian folding.

The Senonian transgression begins with the Valchov con-
glomerates (Samuel, Salaj & Began 1980), which are ac-
companied by carbonate sandstones and clastic limestones.
With advancing transgression the age of this formation is Co-
niacian to Campanian. The Upper Coniacian is represented
by the Stvernik marls. The overlying formation of Hurbanova
dolina is of flysch character and Santonian age. The Lower
Campanian, variegated, predominantly red marls, make up
the Kosariskä formation; the Middle and Upper Campanian
represents the Podbradlo formation - flysch with prevalance
of marls and layers of microconglomerates. The Upper
Campanian to Lower Maastrichtian are formed by organo-
detrital and organogenic limestone, socalled orbitoids lime-
stones of Siroke bradlo; the facies of blue marls with inoce-
rams - Mosnäcov marls - is Lower Maastrichtian; the Podli-
povec flysch is represented by Upper Maastrichtian marls,
marlstones, sandstones and fine-grained conglomerates. The
stratigraphical hiatus between the Cretaceous and Paleogene,

characteristic of this development, corresponds to the Danian
and Montian. Upper Paleocene to Lower Eocene is the Kra-
variky formation, which is of transgressive character and re-
presented by conglomerates, sandstones and reef blocks. It is
resting conformably on its underlier. The development is
terminated with the Priepastne formation - Upper Paleocene
to Lower Eocene - flysch alternation of calcareous sandsto-
nes, claystones and variegated marls.

2. The StaraTura development is represented at sur-
face only by the youngest-Lubina formation, formed by de-
trital and organic limestones, conglomerates, sandstones and
marlstones of stratigraphical ränge Middle Paleocene to Lo-
wer Eocene. This formation was encountered by a deep bore-
hole (LU-1) (LeSko et al. 1978). In its underlier the Middle
Cretaceous was drilled, which we suppose to be part of the
Klape ridge and so also of the substratum of Upper Cretace-
ous and Paleogene Sediments of the Myjavskä pahorkatina
Upland.

3. The development of Surovin is, similarly as the
Starä Turä development, incomplete and at surface we know
the youngest Sediments only.

The Polianka formation of Upper Campanian to Danian
age is formed by marls and marlstones with layers of calcare-
ous sandstones. It is overlain by algal-coral limestones alloda-
pic in its lower part, conglomerates and marls of Middle - Pa-
leocene to Lower Eocene age, designated as Dedkov vrch
formation. The Middle and Upper Eocene is represented by
sandstones, shales and red claystones of the Jablonka forma-
tion. This development is terminated with shales of menilite
type, belonging to the uppermost Eocene.

4. The Rasov development. As a marginal type of Se-
dimentation at the northern margin of the Klape Sedimenta-
tion Zone we distinguished the Rasov development, which
occurs at the tectonic contact with the Klippen Belt and was
considered as part of the "kuppen mantle" (Andrusov 1959).
It is a formation of sandstones, conglomerates, marls and or-
ganogenic limestones of Santonian - Campanian age.

For comparison we mention the bed sequence of the Gosau
Cretaceous and Paleogene as we compared it near Gosau in
the Lastern Alps.

175

COMPARISON OF THE GOSAU DEVELOPMENT OF THE NORTHERN

CALCAREOUS ALPS AND OF THE BREZOVÄ GROUP

IN THE WEST CARPATHIANS

In the last time we had the possibiliry to see some type loca-
lities of the Gosau of the Northern Calcareous Alps near Go-
sau (Tollmann 1976; Plöchinger, in Oberhauser et al.
1980), accompanied by geologists studying this problem
mainly from a stratigraphical Standpoint (Kollmann and
Summesberger).

The bed sequence of this Upper Cretaceous in Gosau is as
follows:

1 . Basal Lower Coniacian conglomerates - Kreuzgraben-
schichten of variable thickness, maximum 200 m. The mate-
rial is local. This member is coincident with basal transgres-
sive lithofacies of the Brezova group.

2. The Streiteckschichten beds are represented by sandy li-
mestones, calcareous sandstones with corals, bivalves and
gastropod Aaaeonella laevis, with layers of conglomerates of
similar type as the basal conglomerates. The whole sequence
is 100-150 m thick. It is interpreted as Coniacian in age (Plö-
chinger in Oberhauser et al. 1980). We compare this forma-
tion with higher Coniacian sandy limestones with Actaeo-
nella gigantea and recrystallized echinoids.

3. The Grabenbachschichten beds belong to the Upper Co-
niacian also at the locality Gosau, as mentioned by Plöchin-
ger (in Oberhauser et al. 1980). They are slightly sandy dark
marls, 150-250 m thick. We compare them with the Upper
Coniacian Stverm'k marls. On the basis of new knowledge
(Kollmann & Summesberger, verbal communication) at least
a part of these marls must belong to the Lower Santonian, as
proved by finds of Inoceramus unduloplicatus and Texanites
sp.

4. The overlying Hochmoosschichten beds are already San-
tonian. They build up a 300 m thick formation of solid marls
with intercalations of sandy marlstones to marly sandstones
with isolated layers (2-3) of conglomerates with exotic mate-
rial and several layers of hippurite limestones, which are pre-
dominating mainly in in uppermost layers of the formation.
This formation is terminated with a distinct sandstone bank.
Besides hippurites Actaeonella laevis, Parapuzosia conicus,
Placentkeras sp. and Muniericeras sp. are found here. In the
sense of Kollmann & Summesberger (verbal communication)
this formation belongs to the Upper Santonian.

Although there is some analogy with the Santonian flysch
sequence of the Brezovske hory Mts., the differences are
mainly: a) stratigraphically - the Brezovske hory Mts. flysch
corresponds to the whole Santonian, in Gosau it represents
the Middle to Upper Santonian only; b) the whole Santonian
of the Brezovä group is of flysch character; hippurite limesto-

nes with a fauna like in Gosau are missing at all. An analogy
with the Brezovä group Santonian is the presence of exotic
conglomerates and thin, 2 mm-1 cm thick layers of coal.

5. Randoschichten beds - Lower Campanian marls with
Globotruncana elevata. Although a different formation, we
put it into relation with variegated marls of the Kosariskä
formation.

6. Ressenschichten beds - marls with layers of sandy marls,
with sporadical layers of microconglomerates, thickness
200-300 m. The formation contains Inoceramus mülleri;
from the microbiostratigraphical viewpoint it is still the Glo-
botruncana elevata Zone - Middle Campanian.

7. Higher up there are the Glaselbachschichten - a fly-
schoid formation with fine-grained conglomerates (thickness
about 300 m). In the Myjavskä pahorkatina Upland we put
both these formations into relation with the Middle Camp-
anian flyschoid formation of the Podbradlo formation.

8. Overlying are the Nierentaler Schichten beds of Upper
Campanian to Lower Maastrichtian age, 400 m thick. This
formation of variegated marls could be equivalent in age, but
quite different in lithology, with the Upper Campanian to
Lower Maastrichtian orbitoid limestones and Inoceramus
marls.

9. The youngest Cretaceous - Paleogene formation is re-
presented by the Upper Maastrichtian - Eocene Zwieselalm-
schichten beds, which are transgressive. In the lower part
there are exotic conglomerates (30-50 m) of Maastrichtian
age. This formation can be partly correlated with the flysch
sequence of the Podlipovec formation with orbitoid conglo-
merate limestones and exotic conglomerates in the lower part.
The Paleogene part of the Zwieselalmschichten beds, not stu-
died nearer in the area of Gosau, is represented by a flysch se-
quence with layers of conglomerates with variegated marls in
the Upper Paleocene and foraminifer-rich marls with layers of
sandstones in the Eocene. Interesting is the presence of
pebbles of reef algal-coral limestones probably of Upper Pa-
leocene to Lower Eocene age. In our opinion, however, the
Zwieselalmschichten beds can mainly be correlated with the
Kravariky formation and Priepastne formation.

It is evident that in the Myjavskä pahorkatina Upland Cre-
taceous and Paleogene Sediments are largely different from
those of the Gosau development of the Northern Calcareous
Alps. In the Gosau of the West Carpathians only Sediments
with marls and hippurite limestones (besides conglomerates)
should be included. They are residual Sediments preserved in
the Southern parts of the West Carpathians only.

176

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177

PALAEOTECTONIC DEVELOPMENT OF THE AREA

In the substratum of the Upper Cretaceous and Paleogene
Sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland the Mesozoic
of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians and the
Mesozoic of the White Carpathians occur (Fig. 1). The Me-
sozoic of the former two areas has so far been interpreted as
part of a higher Subtatric nappes. The Mesozoic of the Cach-
tice Carpathians is represented by the Nedzov nappe ( Andru-
sov 1936), while the Mesozoic of the Brezovä Carpathians
and White Carpathians is formed by the Jablonica nappe
(Mahel' et al. 1962).

On the basis of analysis of pebbles (MiSiK, Mock Sc Sykora
1977; MiSiK & Sykora 1981; Salaj & Began in Salaj 1982) we

conclude that the Mesozoic of both mountains represents the
preserved remnant of the Ultrapieninic ridge, which we con-
sider as part of the Klape ridge (Fig. 2).

Toward the east this ridge was eroded and supphed material
for Cretaceous interformational conglomerates of the Upoh-
lava type, which form various stratigraphical horizons in the
Klape Group from the Albian to the Maastrichtian. They
point to a vertical intensity of the tectonic processes, hnked
with an extensive hörst System of this ridge in its eastern part.
In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland these proces-
ses terminated in the Cenomanian before the Coniacian
freshwater Turonian coal seams (Dropa, verbal communica-

Fig. 1. Geological profiles I and II.

1 = Neogene - Eggenburgian (= Burdigalian); basal conglomerates, sandstones and shales;

2 = Eocene; Zlin beds of the Magura Paleogene;

3 = Middle to Upper Eocene; flysch, at the base with variegated claystones (Surovin development);

4 = Middle to Upper Paleocene; allodapic limestones with Discocyclina seunesi;

5 = Upper Paleocene to Lower Eocene; reef-algal-coral limestones, withlayersof marls with Discocyclina

seunesi;

6 = Lower to Middle Eocene; flysch sequence with olistoliths of reef limestones (Surovin development);

7 = Upper Paleocene to Lower Eocene; polymict conglomerates with exotic material, sandstones sandy

shales with olistoliths of reef and orbitoid limestones (Bradio and Starä Tura developments);

8 = Upper Campanian to Danian; greyish-green marls (Surovin development);

9 = Upper Maastrichtian; fine- to medium-grained carbonate conglomerates, sandstones, marls with

Abathomphalus mayaroensis;

10 = Lower Maastrichtian; marls with inocerams;

11 = Campanian to Maastrichtian; conglomerates, organogenic hippurite and orbitoid limestones, sand-

stones and marls;

12 = Upper Campanian to Lower Maastrichtian; orbitoid limestones, fine-grained conglomerates (sou-

thern development);

13 = Upper Campanian; flyschoid sequence - marlstones, marls and calcareous sandstones;

14 = Lower Campanian; variegated marls with Globotruncana arca;

15 = Santonian; flyschoid sequence - sandstones, marls;

16 = Coniacian to Santonian; flysch sequence -sandstones, marls;

17 = Upper Coniacian; grey marls;

18 = Middle to Upper Coniacian; sandy limestones and fine-grained conglomerates;

19 = Coniacian, Santonian, Campanian; basal conglomerates;

20 = ? Turonian to Lower Coniacian; schizophyte brackish to Continental limestones;

21 = Albian, in places Cenomanian to Turonian; marls, sandstones and conglomerates;

22 = Barremian to Lower Cenomanian; greyish-green spotted marls;

23 = Tithonian to Aptian; grey spotted limestones, in the Upper Aptian dark organociastic limestones;

24 = Tithonian to Hauterivian; grey spotted cherty and calpionel hmestones;

25 = Upper Malm; grey and pinkish massive muddy limestones with cherts;

26 = Oxfordian to Kimmeridgian; red nodular, cheny to radiolarite limestones, in places the Kimmerid-

gian - Tithonian in reef development (Plassen limestone) or in facies of marly hmestones will allodapic
limestones (Barmstein limestone) with Clypeina jurassica (Favre) and with Pseudocyclammma lituus
(Yokoyama);

27 = Callovian to Kimmeridgian; radiolarites and nodular limestones;

28 = Liassic; Gresten beds, spotted marly limestones with cherts and layers of grey crinoidal cherty lime-

stones;

29 = Liassic to Lower Dogger; sandy limestones, rarely spotted marls, redish Adneth, grey and red crino-

idal limestones;

30 = Rhaetian; Dachstein and lumachelle limestones with Triasina hantkeni;

31 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasina hantkeni;

32 = Norian; variegated clayey shales, intercalations of dolomites and quartzites - Carpathian Keuper;

33 = Carnian to Norian; Hauptdolomit;

34 = Carnian; Opponitz limestones;

35 = Julian; Lunz beds with Duostomina alta;

36 = Ladinian to Cordevolian; dolomites;

37 = Ladinian; Wetterstein limestones with Diplopora annulata;

38 = Upper Anisian (Illyrian) to Ladinian; Reifling limestones;

39 = Illyrian; Schreyeralm limestones with Pilammina densa PanTIC;

40 = Pelsonian to Illyrian; Steinalm limestones with Meandrospira dinarica Kochansky-Devid£ & Pan-

TlC;

41 = Anisian; Gutenstein limestones with Meandrospira insolita (Ho).

178

lONt

KLAPE PLATFORM

MANIN SEDIMENTATION
ZONE

STRAZOV

SEDIMENTATION

ZONE

E RODET PART OF THE
KLAPE RIDGE

Fig. 2. Sedimentation zones of NW Slovakei (West Carpathians)

tion) and schizophytic freshwater limestones (HanACek 1956)
were deposited. To the west in direction to the Northern Cal-
careous Alps we put the Mesozoic of the Cachtice Carpa-
thians, Brezovä Carpathians and White Carpathians in con-
nection with the ötscher (= Cachtice Carpathians) and Lunz
facies of the Northern Calcareous Alps. These considerations
are based on the results of Oberhauser et al. (1980), Toll^
MANN (1972, 1976) and Wesselv (1974). In both regions, the
Western Carpathians and Northern Calcareous Alps, both
these tectonic units have an equal bed sequence and their lin-
king is mainly stressed by the presence of the Dachstein Lime-
stones as well as locally of the facies of Kimmeridgian - Ti-
thonian allodapic limestones = Barmsteinkalke of the Cach-
tice Carpathians with Clypeinajuraisica (Favre) and Pseudo-
cyclammnhi lituus (Yoküyama). These limestones with the
mentioned microorganisms have been found at several locali-
ties (Mi5jK & Svkora 1982). In the last time the reef facies
(= Plassen limestones with the same fossils) was found in the
Brezovä Carpathians (Mei.lo in Began et al. 1982). The exi-
stence of these organo-detrital limestones in Cachtice Carpa-
thians was pointed out first by KullmanovA (1964).

As already mentioned the Klape ridge (= Ultrapieninic
ridge - Mahel 1980) was essentially eroded to the east and
northeast. The study of bed sequences of the individual series
as well as the analysis of the pebbles of Albian conglomerates
of the Klape Croups in this area permit us to divide the Klape
Sedimentation area as follows: north of the Klape ridge we
place Sediments of the Drietoma development with the pre-
sence of the Carpathian Keuper, Kössen beds, incomplete
Gresten facies and spotted limestones and marls, crinoidal
and cherty limestones, dark quartzy shales, radiolarites, no-
dular and calpionel limestones, marly spotted cheny limesto-
nes and Aptian- Albian dark marls (= Tannheimer Schichten
of the Northern Calcareous Alps). Important is the presence
of flysch with sandy limestones with orbitolines and conglo-
merates with exotic materiäl (= Losensteiner Schichten). In
the Northern Calcareous Alps the Frankenfels facies would
correspond to the Drietoma development.

Into this part of the Sedimentation area we place the Seno-
nian Sediments (variegated marls, flysch with exotic materiäl,
variegated clays and marls in the Paleocene and Eocene
flysch). This facies association can be related with Sediments

of the Gieshübel depression the Northern Calcareous Alps.
We introduce for this development of the Senonian and Pa-
leogene, according to the type locality Kvasov, the name Kva-
sov development.

In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland this deve-
lopment does not occur at surface. We suppose, however,
that it remained underlying the older members of the Drie-
toma development.

South of the Klape ridge we place the Klape development
sensu stricto (Jurassic and Lower Cretaceous near the Klape
kLippe, Albian - Coniacian flysch with exotic conglomerates,
spherosiderite beds, Upohlava conglomerates, Orlove beds).

The Upper Cretaceous Sediments deposited south of the
Klape ridge, wecompare in the area ofPovazskäBystrica with
Sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland in spite of
some differences.

We place the Sedimentation area of the Strezenice, Manin
and Kostelec developments south of the Sedimentation area of
the Klape development (Fig. 2).

The Kostelec development and Rohatä skala development
(northern margin of the Sträzov Sedimentation area) are of the
character of a Sedimentation on an elevated substratum (sea-
mount chain), which is accompanied by stratigraphic hiati
and Condensed Sedimentation in the Jurassic.

For completeness of the stratigraphical concept is should be
mentioned that the new Strazov Sedimentation area (Salaj
1982) was defined, in which we suppose that the units thru-
sted later from the south have been formed here. The mecha-
nism of formation of the present-day tectonic structures (Sa-
laj 1982) of this area is presented in Fig. 3. As a consequence
of such an interpretation of the tectonic structure of the area
the question of correlation of West Carpathian and Northern
Calcareous Alpine units requires a new approach.

For completing it is necessary to remark that Mahel' ( 1 980)
defined the Sediments of the Klape development, exotic ridge
and Upper Cretaceous Sediments of the Manin development
as the Periklippen Zone, later Mahel' (1981) called them the
Vähicum. Salaj (1982) assigned the uneroded pan of the
Klape ridge, i. e. the Mesozoic of the Brezovä Carpathians
and Cachtice Carpathians to the Vähicum too.

179

GEOLOGiCAL PROFILES THROUGH THE MESOZOIC OF THE STRÄZ0V5KE VRCHY Mts IN RELATION TO DEEP STRUCTURE lAfi^r j Soioj i98i)

NW III PROFILE THROUGH THE BELA, ZUECHOV AND RQHATA SKALA (CHOC) GROUPS |:STRÄZOV SEDIMENTATION AREA |

ICompiled by J Solaj & J Honäcet« )

Belo Sea-MounI Choin -

IV PROFILE THROUGH THE ROHATA SKALA KOSTELEC AND MANIN GROUPS
( Compiled by J Soloj )

1 Rohatö skolo group
I „ Choc noppe "

O D
3 | ^gP[| l

Compiled on Ihe bos.s of orchivol geologicol maps 125 000 of Zl.echo. I H Hoher S J HonäJek 1971, J Honotek 19751 and Beluia IJ Soloj S M Rokus 19631

Fig. 3. Geological profiles III and IV.

1 = Eggenburgian; basal conglomerates, sandstones and shales;

2 = Lower Eocene; basal conglomerates and conglomerate limestones with Alveolina oblonga;

3 = Middle to Upper Paleocene; bauxites;

4 = Upper Cenomanian; fine-rhytmical flyschoid sequence of the Praznov beds with Rotalipora cushma-

ni;

5 = Middle Cenomanian; coarse rhytmical flyschoid sequence of the Belusske Slatiny beds with Rotali-

pora niontialvensis - sandstones, sandy shales and fine-grained exotic conglomerates;

6 = Middle Albian to Lower Cenomanian; marls with planktonic foraminifers;

7 = Upper Albian; flyschoid sequence - sandstones, marls and sandy marls;

8 = Middle Albian; ultrabasic rocks;

9 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, grey limestones, marls and glau-

conite limestones;

10 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, layers of grey Urgonian type li-

mestones, glauconite limestones and marls;

1 1 = Barremian to Lower Albian; organogenic and organo-detrital orbitoline and hippurite massive lime-

stones (Urgonian facies);

12 = Tithonian to Neocomian; grey banked calpionel limestones (in the Manin Group with layers of chert)

and marls;

13 = Upper Oxfordian to Kimmeridgian; light-grey, brownish and pinkish platy limestones;

14 = Callovian to Lower Oxfordian; cherty limestones, nodular limestones, in the Zliechov Group radiola-

rites;

15 = Liassic to Lower Doggerian; spongolite limestones, sandy Ught-pinkish, redcrinoidal limestones, lo-

cally in the Zliechov Group spotted limestones and marls;

16 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasina hantkeni;

17 = Upper Carnian to Norian; Hauptdolomit with layers of Keuper shales;

18 = Norian; Carpathians Keuper rocks;

19 = Carnian; dolomites;

20 = Carnian; Opponitz limestones;

21 = Julian; Lunz beds;

22 = Ladinian to Lower Carnian; Wetterstein dolomites;

23 = Ladinian; Wetterstein limestones with Teutloporella herculea;

24 = Illyrian; reddish Schreyeralm crinoidal and grey dark cherty Reifling limestones with Pilammina den-

sa;

25 = Anisian; dark Gutenstein and Steinalm limestones with Meandrospira dmarica;

26 = Scythian; a - shales, b - basal quartzites and conglomerates;

27 = Pre-Mesozoic basement; Crystalline rocks.

180

CONCLUSIONS

The main contribution of this study is a different Interpre-
tation of the Sedimentation zones (Fig. 2.) of the tectonic
Units of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians.
We substantiate that these units are not derived from the Ge-
mer area but are part of the Klape Zone.

The presented palaeogeographical considerations require a
consideration of the individual phases of folding with empha-
sis of the Klape Zone.

The first tectonic effects which can be analysed in this zone,
were in the Triassic. In the Carnian a certain part of the Klape
Zone was uplifted. In the Brezovä Carpathians and Cachtice
Carpathians limestones were deposited in the southern part.
On the other band in the sunken part of the block the facies of
the Lunz beds dominated durins the Carnian.

Smaller vertical movements were during the Jurassic,
mainly in the Kimmeridgian and Tithonian. Distinct tectonic
movements have been at the Aptian - Albian boundary, du-
ring which the Klape ridge was uplifted. We suppose that
these movements of vertical character persisted until the Tu-
ronian. In the Coniacian subsidence of the ridge took place

and Coniacian to Upper Eocene or Oligocene Sediments were
deposited in the Myjavskä pahorkatina Upland.

The Laramide phase was only partly e,xpressed in this zone,
- a hiatus during the Danian and Montian in the Bradlo deve-
lopment.

During the Savian phase the Brezovä Carpathians and
Cachtice Carpathians were folded. A part of them was uplif-
ted in form of a hörst and eroded.

The area under study has acquired its present-day character
during the Bukovec phase (Salaj 1982) before the Upper Kar-
patian when distinct imbrication and upthrusts have develo-
ped. A part of the hörst was upthrust (Dobrä Voda upthrust)
to the south on Upper Cretaceous and Eggenburgian Sedi-
ments. During these processes also the northern part of Sedi-
ments of the Myjavskä pahorkatina Upland - Surovin deve-
lopment was overthrust on the southern part along a distinct
tectonic line of east-western direction. This phase was also ef-
fectively expressed in the Klippen Belt, where the Eggenbur-
gian conglomerates and sandstones were folded in tectonic
slices of the Klippen Belt (Fig. 4-5).

Fig. 4. The Upper Eggenburgian calcareous sandstones (left - b) in
tectonic contact with the Neocomian - Albian of the Kysuca Group
succession. In the Albian is a further slice of the Upper Eggenburgian
(a). Locality: Abandoned quarry in Majericky near Myjava.

Fig. 5. Detail of tectonic contact of vertically upright Neocomian
of the Kysuca Group succession with a higher member of the Eggen-
burgian (calcareous sandstones).

181

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183

Zitteliana

183-190

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 - 9627

Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen
zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete

Von
LENKE CZABALAY-)

Mit 3 Abbildungen

KURZFASSUNG

Von den verschiedenen Senonbildungen Ungarns wird hier
der sog. Mittelgebirgs-Typus, der im Bakony-Gebirge und
im Zala-Becken auftritt, zusammenfassend dargestelh.

Ausführlich wird dabei auf die sedimentologische und fau-

nistische Entwicklung eingegangen. Einen besonderen
Schwerpunkt der Untersuchung bilden die Rudistenriffe.

Die überregionalen paläogeographischen Beziehungen
werden anhand der Rudisten diskutiert.

ABSTRACT

In Hungary the Senonian is represented by various facies,
namely in the Bakony Mountains and the Zala Basin we meet
the so-called intramontane type, in the Great Hungarian Piain
the flysch, while in the Bükk Mountains a Gosau facies is de-
veloped.

The Intramontane type is represented by the Csehbänya-
Ajka-Jäkö Marl Formation, the Ugod Limestone Formation
and the Poläny Marl Formation. In the Bakony area a Triassic
platform separates the tectonically preformed basin within
two subbasins. The originally continental Sedimentation of
the Magyarpoläny-Devecser Basin became fluviatile (Cseh-
bänya Formation) and was replaced later on by the Cam-
panian transgression. Simultaneously, the Sümeg-Ajka Basin
was subsiding and covered by water.

The first lacustrine and lagoon Sedimentation was foUowed
by the deposition of lagoon-brackish water Sediments in the
Upper portion of the Ajka Formation. These Sediments
change rather unobserved into shallow marine, littoral ones
(Jäkö Marl Formation, Csingervölgyi Member).

At Sümeg, the transgression staned with the Lower Cam-
panian. Reefs developed on the margins of the platform
(Ugod Limestone Formation), while in the basin neritic,
fine-grained marls were deposited (upper part of the Jäkö
Marl Formation). The basin's subsidence persisted even du-
ring the Upper Campanian, and in the deeper water started an
epicontinenta! Sedimentation (lower part of the Poläny Marl

*) L. CZABALAY, Ungarische Geologisclie Anstalt, Nepstadion ut
14, Budapest 1142, Ungarn.

Formation), while on the Triassic platform foUowed the de-
position of shelf Sediments (Rendek Member). At a further
stage of regression, the mentioned strata were partly eroded
and accumulated at the foot of the platform (Poläny Marl
Formation, Jäköhegy breccia). Thus, the last reefs in the Ba-
kony Mountains are of Upper Campanian age.

On the basis of the rieh mollusc fauna the Ajka and the
Csehbänya Formations can be ranged in the Upper Santo-
nian, while the Jäkö Marl and the Ugod Limestone Forma-
tions are already of Campanian age.

With respect to the Inoceramidae and the Ammonite spe-
cies Parapachydiscus neubergicus (Schloth.), the Poläny
Marl Formation can be placed into the Lower Maastrichtian.
On the basis of the microfauna even Upper Maastrichtian
could be determined.

Beside the Hippurites, the great number of Radiolites spe-
cies is striking, the most of which are identifiable with Pyre-
nean species. This means a meridional influence, although ty-
pical meridional elements, frequently occuring in South Italy,
North Africa, and South America, are lacking here. In this
way the Bakony area may represent a transition between me-
ridional and nord fauna- provinces of the Mediterranean geo-
syncline.

Faunistically the following relations can be detected: to the
SW across the Zala Basin, to Yugoslavia (Medvenitza Moun-
tains), and further on to North Italy, South France, and
North Spain (Pyrenees); to the west some relations can also be
determined with the Gosau Formation in the Eastem Alps; to
the east to Romania (Bihar Mountains), Yugoslavia (Monte-
negro) and Greece (Vardar and Pelagonian belts).

184

I.ÜBERBLICK ÜBER DIE ENTWICKLUNG DER MITTELGEBIRGSFAZIES

DES UNGARISCHEN SENONS

In Ungarn sind Senonbildungen verschiedener Fazies be-
kannt, so ist im Bakony-Gebirge und im Zala-Becken der sog.
Mittelgebirgs-Typus, im Donau Theiss-Zwischenstromland
Flysch und im Bükk-Gebirge Gosau vertreten. Diese Ab-
handlung befaßt sich mit dem Mittelgebirgs-Typus. Abb. I.

Im Transdanubischen Mittelgebirge lassen sich an Hand
von Übertage-Aufschlüssen und Tiefbohrdaten die Senonbil-
dungen in einem SE-NW gerichteten Sedimentationsbecken
verfolgen. Im Zusammenhang mit den Bewegungen, die zu
Beginn der Oberkreide stanfanden, entstanden im Westteil
des Gebirges litho- und biofaziell mannigfaltige Ablagerun-
gen. Der Mittelgebirgs-Typus wird von der Csehbänyaer,
Ajkaer und Jäköer Mergel-Formation sowie der Ugoder
Kalk-Formation und der Polänyer Mergel-Formation gebil-
det. Das tektonisch angelegte Becken wurde durch ein
Trias-Plateau in zwei Teile gegliedert. Im Becken von Ma-
gyarpoläny - Devecser wurde die anfängliche kontinentale,
später fluviatile Sedimentation im Campan von transgressiven
Sedimenten abgelöst (Csehbänyaer Formation). Das Becken
vonSümeg-Ajka wurde im Verlauf der weiteren Absenkung
endgültig überschwemmt und es begann eine lakustrisch-pa-
lustrische Sedimentation (unterer Abschnitt der Ajkaer For-

mation). Mit der von SW ausgegangenen Transgression kam
die Meeresverbindung zustande. Dieser Prozeß führte zur
Bildung der marginalen lagunär-palustrischen Brackwasser-
ablagerung am Beckenrand (oberer Abschnitt der Ajkaer
Formation) und der seicht-littoralen Mergelsedimentation im
Beckeninnern (Jäköer Mergel-Formation, Csingervölgyer
Member).

Im Sümeg führte die Transgression bereits im unteren
Campan zu anderen Verhältnissen und zu riffartigen Bildun-
gen. Im oberen Campan wurde der gesamte Raum überflutet.
Die Verbreitung der Riffe ist dabei wegen der morphologi-
schen Verhältnisse auf die schmalen Randbereiche des Plate-
aus und die inneren Klippen beschränkt. In den Becken lager-
ten sich gleichzeitig neritische, schluffige Mergel ab (Jäköer
Mergel-Formation, oberer Abschnitt).

Im oberen Campan sank das Becken weiter ab, in den tiefe-
ren Bereichen entstanden offene, epikontinentale Beckenab-
lagerungen (Polänyer Mergel-Formation, unterer Abschnitt).

Im nördlichen Bakony-Gebirge endete das Rudisten-
Wachstum im oberen Campan. Auf der Plattform lagerten
sich offene Schelf-Sedimente ab (Rendeker Member). Zur

1 Tieiborungen

2 Oberfl. Aufschi.
3Bergbau Aufschi
4 U mgelagerles Senon
SFlysch Senon

Abb. 1. Verbreitung der Senonbildungen in Ungarn.

185

Zeit der späteren Regressionsphase wurden diese Ablagerun-
gen teilweise abgetragen und am Fuße des steilen Küstenhan-
ges angehäuft (Jäkohegyer Brekzien Member).

Die letzten rudistenführenden Ablagerungen findet man im
Bakony-Gebirge an der Grenze Obercampan/Untermaa-

stricht. Das Gebirge wurde postkretazisch herausgehoben.
Ein wesentlicher Teil der Polanyer Formation wurde dabei
abgetragen . Erst im Miozän kam es erneut zu einer Transgres-
sion.

Forma-

Sümeg

Csabrendek

Devecser

Magyarpoläny

tionen

1-
I

t/D
<

>
c

Q-

Inoceramen

Orbitoiden

Agriopleuriden

Pflanzen

HIppuriten

Hippuriten

Echiniden

Ostreiden

Algen
Korallen

Rudisten

Gervilleen

Hippuriten

Ostreiden

Rudisten

Hippuriten-

—5

Ceratostreiden

Radioliten

Lamellibranchiaten

Ceratostreiden

Aptyxielliden
Dentaliden

Echiniden

Ceratostreiden
Nerineiden-

Rudisten
Ceratostreiden

Clavagelliden

Trochactaeoniden

5; ^'

? 2

Korallen— Gastropoden— Lamelli

branchlaten

Gastropoden— La

mellibranchiaten

Py rgu 1 if eren— Ca rd iden

Pyrguliferen—
Hemisiniden

Pyrguliferen

Pyrguliferen—
Cerithiden

Pyrguliferen-Strophostomiden—

Pyrguliferen—

Cyrenen—

z
o

Hemisiniden

Cardiden

Corbiculiden

Eulimiden

Pyrguliferen- Melanien

Trochactaeoniden

Cerithiden—

Pyrguliferen—

Helixien— Ajkaien

Pyrguliferen—

Cardiden

Hemisiden

Cyrenen

Pyrguliferen— Melanien

Pyrguliferen-
Hemisiniden

Helixien—

Ajkaien

Abb. 2. Die Biofazies des Senons im Bakony-Gebirge.

186

2. DIE ENTWICKLUNG DER BIOFAZIES IN DEN SENONISCHEN

FORMATIONEN

Für den unteren Abschnitt der Ajkaer Formation sind mio-
haline bis oligohaüne, für den oberen Abschnitt meso-, plio-
und brachyhaüne Faunengemeinschaften kennzeichnend.
Die Assoziationen wechseln außerordentüch rasch und häu-
fig. In der gleichaltrigen, aber faziell abweichenden Csehbä-
nyaer Formation finden sich mehrere terrestrische Faunen-
elemente und vor allem mio- und oligohaline Faunengemein-
schaften. In der fluviatilen und brackischen Fazies treten ne-
ben terrestrischen Faunen (Helix) auch Süßwasserformen
wie kleinwüchsige, dünnschalige Vertreter von Ajkaia und
Pyrgulifera auf. Charakteristisch für die limnische Fazies ist
die großwüchsige, glattschalige Art Pyrgulifera glabra
Hantken; in der brackischen Fazies dominieren Varietäten
der stark ornamentierten, skulptierten Pyrgulifera inflata
Yen und Pyrgulifera acinosa Zekeli.

Mit zunehmendem Salzgehalt nehmen Vertreter von Ceri-
thium und Cardium in der Fauna überhand.

Die Ablagerungen der Ajkaer Formation gehen kontinuier-
lich in die sublittoralen und teilweise noch brackischen Sedi-
mente des Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-For-
mation über. Im unteren Abschnitt spürt man noch die
Schwankungen des Salzgehaltes, zunächst herrschen insbe-
sonders Vertreter von Glauconia und Cerithium vor, dann
übernehmen allmählich kleinwüchsige Muscheln die domi-
nierende Rolle in der Fauna (Nucula, Corbula, Astatte). Fer-
ner erscheinen kleinwüchsige Einzelkorallen, die die Stabili-
sierung des Salzgehaltes bezeugen.

Im oberen Abschnitt der Jäköer Mergel-Formation wan-
derte parallel zur allmählichen Absenkung des Meeresbodens
eine noch küstennahe, den schlammigen Meeresboden bevor-
zugende Muschelfauna ein. Charakteristische Formen sind:
Pseudamussiurn laevis (Nilsson), Ceratostreon matheronia-
num (Orb.), Plicatula aspera Zittel. Die Ceratostreon-
Pseudamussium Assoziation wird in den feinkörnigen kalki-
gen Mergelablagerungen durch eine Pycnodonta und Lo-
phu-Faum abgelöst. Darüber gehen die Mollusken stark zu-

rück und in den kalkigen Mergelschichten treten reichlich
Fischschuppen und Pflanzenbruchstücke auf.

In Sümeg kann der obere Abschnitt der Jäköer Mergel-
Formation makrofaunistisch in sechs Assoziationen geglie-
dert werden (Clavagella-, Dentalium-, Ceratostreon-, Ger-
villeia- und Oitrea- Assoziation). In der Beckenfazies (Ba-
konyjäkö, Magyarpoläny) können diese Assoziationen nicht
nachgewiesen werden (Abb. 2).

Die riffartigen Bildungen der Ugoder Kalk-Formation von
Sümeg sind auf ein tektonisch präformiertes Gebiet be-
schränkt. Hier wechseln Kalksteinbänke, Mergel, Kalkmer-
gel und Tonmergelab. Der fazielle Wechsel erfolgt sehr rasch,
wobei folgende Assoziationen auftreten: Trochalctaeon-,
Nerineen-, Actaeonellen- und muschelführende, Ceratostre-
on-, Ostreen-, Hippuriten-, Radioliten-, Algen-, Korallen-,
Echiniden-, Agripleureen-, Orbitoiden-Biofazies.

Assoziationen des Back-Reefs sind durch Echiniden, Ac-
taeonellen und Hippuriten-Radioliten ausgezeichnet charak-
terisiert. Im Fore-Reef-Bereich treten Hippuriten, Korallen,
Agriopleuren, Ostreen und Algen in den Vordergrund.

Die Gesteine der Ugoder Kalk-Formation lassen sich nörd-
lich von Sümeg in Richtung Gyepükajän weiter verfolgen, wo
sie die Jäköer Mergel-Formation überlagern. In anderen Ge-
bieten sind die Ausläufer der Fore-Reef-Bildungen mit den
Beckenablagerungen (Csabrendek) verzahnt, oder die Ge-
steine der beiden Formationen wechseln ab (Devecser). Der
Übergang der Ugoder Kalk-Formation in die Fazies des Bek-
keninnern ist im Rendeker Member vertreten.

Die Polänyer Mergel-Formation ist im Bakony-Gebirge
schon durch pelagische bis hemipelagische Schelfablagerun-
gen vertreten. Der Höhepunkt der Transgression wird mit
dem Auftreten von Inoceramen-Faunen erreicht. Die bisheri-
gen Assoziationen mit Pflanzendetritus und Fischschuppen
wird durch die Inoceramen-Assoziationen abgelöst, die sich
ihrerseits in mehrere Abschnitte untergliedern läßt.

3. CHRONOSTRATIGRAPHISCHE AUSWERTUNG DER FAUNA,
FAUNISTISCHE BEZIEHUNGEN

Die Molluskenfauna der Ajkaer Formation besteht
z. T. aus endemischen Arten, z. T. aus den charakteristi-
schen Formen obersantonischer-campanischer Süß- bis
Brackwasserschichten: Pyrgulifera glabra Hantken, Pyrgu-
lifera inflata Yen und Pyrgulifera acinosa Zekeli und ihre Va-
rietäten.

Kohlenführende Ablagerungen von ähnlicher Fazies und
mit ähnlicher Fauna sind aus dem oberen Santon und Campan
in Österreich (Neue Welt, Gosau), Süd-Frankreich, Portu-
gal, Rumänien (Siebenbürgen: Bihar-Gebirge), Tschechos-
lowakei (Bradlö) sowie aus dem Maastricht von Jugoslawien
und Frankreich (Fluvel-Becken) bekannt.

Im Bakony-Gebirge gehören die Csehbänyaer und die Aj-
kaer Formation zum oberen Santon. In den oberen Assozia-

tionen der Ajkaer Formation läßt sich schon die im unteren
Campan beginnende Transgression erkennen. Dieses Fazies
können wir daher schon zum Campan rechnen. Der Höhe-
punkt der Transgression lag im oberen Campan und im Maa-
stricht.

Die Jäköer Mergel-Formation und die Ugoder Kalk-For-
mation sind sicherlich schon zum Campan zu rechnen.

Im Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-Formation
dominieren die für das untere Campan charakteristischen
Formen: Nucula concinna Sow., Corbula angustata Sow.,
Astarte similis Münster. Auch eine reiche Gastropoden-
Fauna kommt hier vor: Glauconuj coquandiana kefersteini
(Münster), Pirenella münsteri (Keferstein), Pirenella hoe-
ninghausi (Keferstein).

187

Diese Arten sind in Österreich, Jugoslawien und Süd-
Frankreich im Hangen der liohlenführenden senonischen
Schichten häufig, in anderen Ländern (England, Indien)
kommen sie in Mergelschichten ebenfalls im unteren Campan
vor.

Im oberen Abschnitt der Jäköer Mergel-Formation ist die
geographische und chronostratigraphische Verbreitung der
Arten Hauitator fittonianus (Sow.), Haustator rigidus
(Sow.) und Pseudamussium laevis (Nilsson) viel größer als
die oben genannten Arten. Diese Formen können außerhalb
des mediterranen Geosynklinalraumes auch in den borealen
Kreidegebieten angetroffen werden und sind für die Cam-
pan-Stufe charakteristisch. Die Ausbreitung der Transgres-
sion hatte eine Erweiterung der faunistischen Verbindungen
zur Folge, worauf auch die im höheren Abschnitt auftreten-
den Arten Ceratostreon matheronianum (Orb.) und Pycno-
donta vesiculosa (Lam.) hinweisen.

Im unteren Rudisten-Horizont der Ugoder Kalk-For-
mation sind die folgenden großwüchsigen Gastropoden
kennzeichnend: Trochactaeon giganteus subglobosus (Mt)N-
ster), Tr. goldfussi (Orb.), Actaeonella caucasica sytriaca
Kollmann, Nerinea (Symploptyxis) pailletteana (Orb.),
N. (S.) buchi (Keferstein).

Die Gastropoden-Fauna derTrochactaeon-Nerineen-Bio-
fazies läßt sich mit den Faunen der Gosau-Basisschichten in
Österreich, der Tschechoslowakei und Rumäniens (Sieben-
bürgen) gut korellieren, die an der Grenze oberes Santon/un-
teres Campan liegen.

Im unteren Rudisten-Horizont sind die folgenden Rudi-
sten- Arten häufig: Vaccinites carinthiacus (Redl.), V. oppeli
santoniensis (Kcjhn), V. sulcatus (Defr.), Radiolites angeio-
des P. DE Lap., R. albonensis Touc, Praeradiolites subtou-
casi Touc, P. aristidis (Mun.-Chalm.), P. hoemnghausi
(Des Moul.), Lapeirouseia zitteli Douv.

Im oberen Rudisten-Horizont kommen die Arten Vaccini-
tes atheniensis (Ktenas), V. braciensis (Sladic-Trifunovic),
V. oppeli (Douv.), Hippurites heberti (Mun.-Chalm.),
Praeradiolites maximus Astre, Lapeirouseia jouanneti
Douv. häufig vor.

Ein erheblicher Teil dieser Rudisten- Arten ist auch für die
obere Gosau-Fazies Österreichs kennzeichnend; das betrifft
vor allem die Vacciniten, in zweiter Reihe die Hippuriten und
Radioliten. Der Großteil der Radioliten ist mit den Formen
aus den Pyrenäen (Süd-Frankreich, Nord-Spanien) ver-
wandt. In der Rudisten-Fauna trifft man viele Arten, die auch
in Jugoslawien (Istrien, Medvenitza-Gebirge), Bulgarien,
Rumänien (nördliches und südliches Bihar-Gebirge), der
Slowakei (Kleine Karpaten), Griechenland (Vardar und Pela-
gonische Zone), Iran, Indien und Nord-Afrika (Tunesien,
Marokko, Algerien) vorkommen.

Hinsichtlich der stratigraphischen Verbreitung der Arten
können wir feststellen, daß die Rudisten-Fauna aus Arten be-
steht, die im mediterranen Geosynklinalraum für die Rudi-
sten-Horizonte des oberen Santons und des Campans charak-
teristisch sind. In der Fauna sind die erst im Campan einset-
zenden Arten in größerem Prozentsatz vertreten. Darunter
gibt es viele Formen, die auch im unteren Maastricht vor-
kommen können. Nach unserer Beurteilung dürfte das Alter
der Rudisten-Horizonte der Ugoder Kalk-Formation im Ba-

kony etwa der Campan-Stufe entsprechen. Fore- und Back-
Reef-Bildungen können im gesamten Campan auftreten.

Die anderen Muschelarten kommen ebenfalls in den oberen
Gosau-Schichten von Österreich vor: Cucullaea austriaca
ZiTTEL, C. crassitesta Zittel, Pema expansa Zittel, Lima
pichleri Zittel. Manche Muschelarten sind geographisch
auch außerhalb Europas (Kuba, Indien, Nord-Afrika) ver-
breitet, wie z. B. Pterotrigonia limbata (Orb.), Cucullaea
chiemiensis (Gombel).

Die Inoceramus-Faum der Polänyer Mergel-Forma-
tion besteht aus kosmopolitischen Arten, die sowohl in der
mediterranen geosynklinalen Kreide-Provinz als auch in der
borealen Kreide-Provinz anzutreffen sind.

In Übertageaufschlüssen bei Magyarpoläny wurde eine
zum Campan gehörende Inoceramus-Fauna mit /. decipiens
Zittel, /. capitosus Rengarten und /. inconstans Zittel ge-
funden. Aus Sümeg liegt ebenfalls vom unteren Abschnitt
dieser Formation die bisher einzige gut bestimmte Ammoni-
ten-Art, Parapachydiscus neubergicus (Schloth.) vor. Nach
den Bohrdaten konnten im unteren Maastricht 3 Biofazies-
Abschnitte auf Grund der Inoceramen-Faunen unterschieden
werden:

1 . Der Biofazies-Abschnitt mit Inoceramus balticus Boehm,
der in den Übergangsschichten oberes Campan/unteres
Maastricht häufig ist.

2. Der darüber lagernde lithofaziell gleiche Biofazies-Ab-
schnitt führt Inoceramus regularis (Orb.).

3. Im oberen Biofazies- Abschnitt fehlen die beiden oben ge-
nannten Arten und es erscheint Inoceramus planus Mün-
ster, der nach unserer Meinung unteres Maastricht an-
zeigt, zu dem auch die Biofazies mit /. regularis (Orb.)
gehört.

Die Inoceramen-Fauna ist viel arten- und individuenärmer
als die Faunen der borealen Kreide.

In der beigelegten Abbildung 3 sind die biochronostrati-
graphischen (parachronostratigraphischen) Ergebnisse der
palynologischen, mikropaläontologischen und malakologi-
schen Untersuchungen zusammengefaßt. Bei den stratigra-
phischen Ergebnissen wurde die Ammoniten-Art Parapa-
chydiscus neubergicus (Schloth.) berücksichtigt, die für das
untere Maastricht charakteristisch und von orthochronostra-
tigraphischem Wert ist.

Bei den malakologischen Untersuchimgen erwies sich die
Rudisten-Fauna biostratigraphisch am wertvollsten. Die
ganze Mollusken-Fauna eignete sich ausgezeichnet für öko-
logische und biofazielle Auswertungen. Die aufgrund dieser
Untersuchungen festgestellten Biofazies ließen sich auch in
verschiedenen Gebieten außerhalb Ungarns gut erkennen,
bzw. ihr Fehlen konnte gut erfaßt werden.

Die obersantonisch-campanische Transgression begann in
den verschiedenen Gebieten nicht gleichzeitig. Dementspre-
chend fand die Riffentwicklung, in Abhängigkeit von den lo-
kalen Verhältnissen, zu verschiedenen Zeiten statt. Die fauni-
stische Ähnlichkeit der Riffkalke ist in vielen Fällen durch
übereinstimmende Fazies bedingt und nicht immer auf eine
faunistische Verbindung zurückzuführen.

Im Westen Europas, in Frankreich, zogen sich mit dem Zu-
standekommen der Verbindung zwischen den mediterranen

188

Lithostratigraphie

p o

Ost rat igraphie

Malakologische Assozi-
ationen

noch

L Czabolay 1982

Polynostratigraphie
noch

FGoczon-ASiegliga^

PolynoloqischeZon

Forominifero -
stratigraphip
nach M. Sido 1982

Forominiferisc he Ion

1 — r

IJalkstein

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c I. planus

u I regularis

3) Paropachydiscus

cj neubergicus

Q I. balticus _

o [oT^bitoides

o l.decipiens

Ostrelden
Gervilleen

Aptjxiellen

Dentoliden
Clovagelliden

L jouonnet
H laperousei
A moroi

V brociensls

V opeii

H colliciatus
vatheniensB

Nuculiden
Corbuliden
Pirenelliden
'/ Glouconiden

W Cerithiu

Agriopleuro

L.zittGli

Pr.aristidis

Prhoeninghou

Prsubtoucosi

V opeii —
santoniensis

V.carinthiQcus

m- Cardium

Pyrgulifgra infloto
Goniobasis hynganca
Pyrguhfero inflata
Wemisinus Ijgnitarius
Stophostoma cretaceo
Cyreno CorbiculaAjkaio
Pyrgulifera glabra
Melanio

Hei ix -Aj kam

Polaeostomocystis
bakonyensis

Pseudopapillopollis
proesubherzynicus

Gl mayoroensis
Gl contusa

ffalkmergel

ZT.

Gl conica
Gl Stuart!

Dolomit

Sond

PseudopopillopoUts
div. SP

Semioculopollis
minimus

Longanullpoiiis

baytayi

Longanulipolfis

lenneri F

Suemegipollis
triangularis

kfrutzschipollis
spatiosus

ICrutzschipollis -

Hungaropollis

H. oculus -

H.oculoglomerot

H, tn'angulorls-

■ Oculopollis
— -PJ

Brecolpites
giobosus-

-Oculopoliis

zaklinskoiae.

Trilobosporites

£l

Oculopollis

Compiexiopollis A

Gicaicarata
Gl.colciformis
Gl elevoto
Gl. arca

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Sondslein

Ton

Mergel

Tonmergel

^_^

Bunts Ton
mit Schoter

Authigene
Kolkstftnbreki

Brounkohie

Ton Ige Kokk

13[

Polypolincs
Meervosser

'^2

Meiohalmes
Meerwoaser

Olygohalines
Meerkwass

PolLjhalines
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Miohalines
BrockNcOE

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Süsswass

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Polyhalines
MeerwQSS

Abb 3. Parachronostratigraphische Gliederung des Senons in West-Ungarn.

189

und borealen Gebieten im oberen Santon die Rudisten nach
Süden zurück. In der Provence fand die letzte Riffbildung im
Santon, in den östlichen Pyrenäen im Campan (Corbieres,
Ariege), in den Westlichen Pyrenäen im Maastricht statt. Die
in Westeuropa allmählich südwärts migrierenden Rudisten
rückten zur gleichen Zeit von Dalmatien in nördliche Rich-
tung (Österreich, Ungarn, Slowakei) vor.

Im Süden, in Jugoslawien, bildeten sich Riffe vom Ceno-
man bis zum Maastricht. Die Rudisten-Faunen des Medve-
nitza-Gebirges, Istriens und Montenegros stimmen in vielen
Hinsichten mit den Faunen des Bakony überein. Das Alter
von diesen dürfte etwa dem oberen Santon-Campan entspre-
chen, aber in unserer Fauna herrschen die Campan-Arten
vor.

In Österreich und Rumänien umfaßt die Riffbildungpe-
riode ebenfalls mehrere stratigraphische Stufen. In Griechen-
land (Vardar und Pelagonische Zone) beschränkt sich die
Riffbildung auf das Campan. Das gilt auch für das nordöstlich
vom Bakony gelegene Bükk-Gebirge sowie für die Slowakei
(Kleine Karpaten).

Bei den Rudisten-Faunen fällt die große Arten- und Indivi-
duenzahl der Radioliten auf. Wie schon oben erwähnt, stim-
men diese Arten, von wenigen Ausnahmen abgesehen, mit je-
nen der Pyrenäen überein. Dies weist auf südlichen Einfluß
hin, obwohl die in Nordafrika, Minelamerika (Kuba, Jamai-
ca), Süditalien und in manchen Gebieten Jugoslawiens vor-
kommenden sog. charakteristisch südlichen Rudisten-Ele-
mente in unserer Fauna fehlen.

Die faunistischen Verbindungen können nach SW durch
das Zala-Becken und das Medvenitza-Gebirge weiter in Rich-
tung WSW bis Nord-Italien und die Pyrenäen (Süd-Frank-
reich, Nord-Spanien) verfolgt werden. Gleichzeitig läßt sich
eine enge faunistische Verbindung m westlicher Richtung ge-
gen die östalpen feststellen. Die faunistischen Unterschiede
sind auf die Sedimentationsverhältnisse zurückzuführen. In
Österreich sind die Gosau-Bildungen mehrmals durch Kon-
glomeratschichten unterbrochen, während im Bakony eher
Ablagerungen von caudiobiohermen Charakter auftreten und
die Kalke oft durch Mergelschichten unterbrochen sind. In
den Gosau-Sedimenten Österreichs (detritische Küstenabla-
gerungen) waren die ökologischen Bedingungen für die Ra-
dioliten nicht geeignet.

Im Osten können wir die faunistischen Verbindungen der
uns interessierenden Ablagerungen nach Rumänien (Bihar-
Gebirge), im SW nach Jugoslawien (Montenegro) und
Griechenland (Vardar und Pelagonische Zone) verfolgen.

Die Faunenmigration ging von Süd-Frankreich aus und er-
folgte in südwestlicher und südöstlicher Richtung. Die Fau-
nen des Bakony nehmen eine Übergangsstellung zwischen
den Faunen der nördlichen und der südlichen Faunenprovinz
des mediterranen Geosynklinalraumes ein. Wir nehmen an,
daß diese Gebiete miteinander in Verbindung standen und in
beiden erwähnten Provinzen ähnliche paläoklimatologische
Verhältnisse vorherrschten wie im Bakony-Gebirge.

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191

Zitteliana

191-194

München, 1. Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Die Entwicklung der Kreideschichten Sloweniens

(NW Jugoslawien)

Von
MARIO PLENICAR & UROS PREMRU='

Mit 2 Abbildungen

KURZFASSUNG

In der Kreide Sloweniens sind vier Hauptentwicklungen
festzustellen. Im Südwesten sind es die Unter- und Oberkrei-
desedimente einer Karbonatplattform, in Mittelslowenien pe-
lagisch-turbiditische Sedimente der Unterkreide und Flysch-

sedimente der Oberkreide und im Nordwesten Gosausedi-
mente des oberen Senon. Die einzelnen Entwicklungen wer-
den erläutert; die charakteristischen Florenelemente (Algen
und Nannoplankton) sowie der Fauneninhalt kurz erwähnt.

ABSTRACT

In the Cretaceous of Slovenia four main developments of
tectofacies can be separated. In the Southwest the Lower and
Upper Cretaceous is represented by Sediments of a carbonatic
platform. In Middle Slovenia pelagic and turbiditic Sediments
dominante in the Lower Cretaceous; in the Upper Cretaceous
only a "Flysch" sequence is developed. In the Northwest of
Slovenia shallow-water Sediments, the so called "Gosau" is
characterizing the Upper Senonian. The different evolutions
of these tectofazies are explained. The floral elements (algae
and calcareous nannoplancton) as well as typical faunal ele-
ments are mentioned.

Die Kreideschichten sind in Slowenien in zwei Faziestypen
entwickelt: der neritischen und pelagischen Fazies. Die neriti-
sche Fazies haben wir in der Entwicklung der Tektofazies der
Karbonatplattform. Die pelagischen Faziestypen bestehen
aus folgenden Tektofazien: pelagischer Graben; heterogener
Flysch (Abfolge von Flyschsedimenten sowie Ablagerungen
eines tieferen Meeres); die Flysch- und Gosau-Tektofazies.

In Slowenien haben wir in der Kreide eine Tektofazies der
Karbonatplattform in den Dinariden, eine pelagische Fazies
aber in den Südalpen, in der Grenzzone zwischen den Südal-
pen und den Dinariden, in den Austroalpiden sowie eine pe-
lagische Entwicklung in den Dinariden, als die Zerstörung der
Karbonatplattform begann (Abb. 1).

Auf der dinarischen Karbonatplattform wurden in der Un-
terkreide und im überwiegenden Teil der Oberkreide Plat-

*) M. PleniCar, Fakulteta za naravoslovje in tehn. Katedra za geo-
log. inpaleontol., Askerceva 12, YU -61000 Ljubljana, Jugoslawi-
en; U. Premru, Geoloski zavod Ljubliana, Linhartova 9, YU-
61000 Ljubljana, Jugoslawien.

tenkalke mit Zwischenschichten eines körnigen Dolomits,
Kalkbrekzien und Kalkschiefer mit Hornstein-Zwischenlage
abgelagert (Abb. 2). In der unteren Kreide konnten auf der
Karbonatplattform die Kalkalgen gedeihen; die folgenden
Arten sollen erwähnt werden: Salpingoporella annulata Ca-
Rozzi, S. appenninica Sartoni et Crescenti, S. dinarica Ra-
DOiCiC, Solenopora jurassica Nichelson und andere, weiter
Tintinnidae, Foraminiferen der Gattungen OrbitoUna, Cu-
neolina, Nezzazata u. a. Die Nerineen kommen, besonders
im Randbereich der Plattform, häufig vor. Die Riffe wurden
von Korallen, Hydrozoen sowie den requienidischen und ca-
prinidischen Muscheln aufgebaut. Diese Flora und Fauna
konnte vor allem auf den Barriere-Riffen und einzelnen
Kleinriffen (patch-reefs) gedeihen. Die Requienien waren
auch in Hinterriff-Bereichen verbreitet, wo sie bei niedrigem
Energie-Index kleinere Biolithe bildeten, welche im karbona-
tischen Schlamm eingegraben wurden.

In der Oberkreide hatten sich im Cenoman die Radiolitiden
und Capriniden, im Senon aber die Radiolitiden und Hippu-
ritiden verbreitet, für sie war die damalige höhere Meeres-
temperatur günstig, welche von PolSak (1975) mit Messun-
gen der absoluten Paläotemperatur des Meeres nachgewiesen
wurde. Im Cenoman und Senon war am bedeutendsten das
Barriere-Riff in dem Gebiet von Banjska planota-HruSica
(Nanos) - Sneznik, welches im Randbereich der Karbonat-
plattform entstand. Auf der Karbonatplattform hinter dem
Barriere-Riff bildeten sich in Nord-Istrien und im Notranjs-
ka-Gebiet noch kleinere Riffe (patch-reefs).

Unter den cenomanischen Capriniden können folgende
Arten erwähnt werden: Caprina carinata Boehm, C. schio-
sensis Boehm, Sphaerucaprina forojuliensis Boehm, Mitroca-

192

Abb. 1. Gebiete mit Kreideschichten in Slowenien und die tektonischen Haupteinheiten;
1 = Austroalpiden, 2 = Südalpen, 3 = Grenzzone zwischen den Südalpen und Dinariden, 4 = Dinanden, 5
= Pannonisches Becken, 6 = Plioquartäre Senkungsbecken, 7 a = variscische und 7b = alpidische magmati-
sche Gesteine, 8 = Kreideschichten, 9 = normale Grenzen und Brüche, 10 = Überschiebung, 1 1 = seitliche
Fazies-Übergänge.

prina plavensis Parona, Orthoptychus striatus Futterer,
Neocaprina gigantea PleniCar, TV. nanosi PleniCar, Capri-
nula distefanoi Boehm, C. masuni PleniCar. Von den Radio-
liten sind die Arten Radiolites douvillei Toucas und Sphaeru-
litei foliaceus Lamarck häufig. In den Cenoman-Schichten
kommt auch die ostreidische Muschel Chondrodonta joannae
Choffat häufig vor, welche umfangreiche Lumachellen an
Rändern von Flachbereichen der Riffe (reef flat) auftauten.
Die cenomanischen Foraminiferen und Algen sind bis zum
gewissen Maß noch den unterkretazischen Formen ähnlich.

Die Mollusken-Fauna des Turons ist spärlicher und die
Muscheln haben dünnere Schalen. Als Ursache dafür wird
eine niedrigere Temperatur angenommen. Unter den Fora-
miniferen wurden auch auf der Karbonatplattform Arten der
Gattungen Globotruncana und Praeglobotruncana gefun-
den. Unter den Radioliten sind die Gattungen Apricardia, Bi-
radiolites, DistefanelLx, Durania, Eoradiolites, Radiolites
sowie Hippuriten-Kleinformen häufig.

Im Senon kam es zu einer üppigen Entwicklung von Rudi-
sten. Besonders zahlreich ist diese Fauna im Santon und
Campan sowie im Maastricht. Im Santon und Campan wur-
den die Barriere-Riffe am Rand der Karbonatplattform von
Hippuriten aufgebaut. Zahlreich sind Vertreter der folgenden
Arten: Hippuntes (Orb.) nabresinensis Futterer, H. (Vacc.)

sulcatus Defrance, H. (Vacc.) vredenburgi Kühn, H.
(Vacc.) cornuvaccinum Bronn var. gaudryi (Munier-Chal-
MAs) Kühn, H. (Vacc.) oppeli DouvillE, H. (Vacc.) athe-
niensis Ktenas. Im Maastricht wurden die Arten H. (Vacc.)
braciensis SladiC-TrifunoviC und Pseudopolyconites laska-
revi MiLOVANOviC et SladiC, P. ovalis MilovanoviC sowie
Sabinien gefunden. An Rändern der Riff-Flachbereiche
kommen an mehreren Stellen Lumachellen von Exogyren
vor. Nahe an den Riffen wurden auch Horizonte mit der Fo-
raminifere Keramosphaerina tergestina (Stäche) gefunden.
Die Biolithe von oberkretazischen Rudisten wurden vor allen
als Biostrome und nur teils auch als Bioherme gebildet.

Am Ende der Kreide folgte eine Emersion der Karbonat-
plattform, mit der kennzeichnenden Fauna des oberen Maa-
strichts.

Im nordöstlichen Teil der Dinariden ist die pelagische Fa-
zies der Oberkreide in Schichten von Kalkbrekzien, rötlichen
Mergeln, rötlichen Mergelkalken, mit Zwischenlagen von
Hornsteinen und Komponenten eines grauen Kalkes ent-
wickelt. In diesen Schichten sind pelagische Foraminiferen
der Gzttun^ Globotruncana enthalten: Globotruncana calca-
rata Cushman, G. arca (Gushman), G. stuarti (de Lappa-
RENt), G. lapparenti tricarinata (Quereau) sowie die leiten-
den Nannoplanktonformen Tetralithus murus Martini,

193

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194

Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina, Eiffelithus turris-
eiffeli (Deflandre), Reinhardt, Bromsonia parca (Strad-
ner), Cretarhabdulns crenulatus Bramlette et Martini und
andere (PavSiC, 1977). Diese Schichten, bekannt als ,,Podsa-
botin-Schichten", erstrecken sich entlang des Nordostrandes
der Karbonatplattform und sind nach Pav5iC ein Vorgänger
der Flysch-Sedimentation (Randbereiche der Flysch-Bek-
ken). Das Meer war nach PavSiC so tief, daß günstige Bedin-
gungen für planktonische Flora und Fauna entstand. Die
Verbindung mit dem offenen Meer war gut (Pav§iC, 1977,
S. 57).

Weiter gegen Nordosten erfolgte die Entwicklung der un-
teren Kreide in einer heterogenen Flysch-Sedimentation, in
welcher abwechselnd Ablagerungen eines tieferen Meeres
und Flyschsedimente zu beobachten sind: Tonschiefer, Aleu-
rolith, Kalkarenit, Sandstein, Kalk, Einlagerungen von
Hornstein und Kalkbrekzien. In diesen Schichten wurden
zahlreiche Arten der Nannoflora festgestellt, worunter
Hayasites albiensis Menivit und die Foraminiferen Deharina
hahounerensis Fourcade, Orbitolina conoidea discoidea
Gras, Parorbitulina lenticularis (Blumenbach) von Bedeu-
tung sind, welche schon auf den Übergang zum Cenoman
hinweisen (PavSiC, 1979).

In der Grenzzone zwischen den Südalpen und den Dinari-
den haben wir Flyschsedimentation vom Cenoman bis zum
Senon, mit Orbitulinen und Globotruncanen.

In den Südalpen begann die Sedimentation meistens mit
den Berrias-Schichten. Die Tektofazies ist überwiegend ein
heterogener Flysch, vertreten durch Schichten von Tonschie-
fern, Sandsteinen, Mergeln, Mergelkalken, Radiolariten und
Zwischenlagen eines radiolarienführenden Kalksteins. In
dem Mergel wurde eine Nannoflora festgestellt (Buser et Pav-
SiC, 1980; PleniCar, 1979).

In der oberen Kreide entstand die Flysch-Tektofazies, ver-
treten durch Schichten mit überwiegend karbonatischer
Komponente: Kalkstein, Mergelkalk, Kalkstein mit Horn-
stein und Kalkbrekzie. In dem Mergel sind Globotruncanen,
Orbitolinen und eine Nannoflora wie in der Flyschentwick-
lung der Dinariden enthalten.

In der Grenzzone und in den Südalpen schließen wir auf
den Bestand ehemaliger karbonatischer Zwischenplattfor-

men, worauf die Kalk-Fragmente mit unterkretazischer Mi-
krofauna hinweisen, aus denen die oberkretazischen Kalk-
brekzien zusammengesetzt sind.

In den Austroalpiden wird die Gosau-Entwicklung des
Campan und Maastricht beobachtet. In dieser Entwicklung
treten Wechsellagen von Rudistenkalken, Mergeln, Mergel-
kalken, Tonlagen, Kalksandsteine und Kalkbrekzien auf. Im
oberen Teil der Schichtenfolge kommt ein kalkiger Schiefer
mit Kohlenlagen vor. Die Transgression der Gosau-Schichten
war in dem Gebiet vom Norden gegen Süden fortgeschritten,
so daß die Sedimentation in Pohorje im Santon-Maastricht, in
den Nord-Karawanken aber erst im Maastricht begann.

Zwischen den klastischen Gosau-Schichten des Gebietes
Pohorje-Kozjak bestehen vereinzelte Riffe (patch-reefs) mit
Fiippuriten: Hippurites (Orb.) colliciatus (Woodward), H.
(Vacc.) inaequicostatus Münster, H. (Vacc.) tauriscorum
KuEHN und Radiolites styriacus Zittel. In den klastischen
Schichten sind die Foraminiferen Acordiella conica Farinac-
ci, Cuneolina pavonia parva Henson, Dyciclina schlumber-
geri Munier-Chalmas, Globotruncanen und Nannoflora
enthalten.

In den nördlichen Karawanken sind Hippuriten-Riffe aus-
gebildet, mit folgenden Arten: Hippurites (Vacc.) ultimus
MilovanoviC, H. {Vacc.) braciensis SladiC-TrifunoviC, H.
(Vacc.) latus var. maior Toucas, H. (Vacc.) archiaci Mu-
nier-Chalmas, H. (Orb.) radiosus Des Moulin. Hinter und
teils auf den Hippuriten-Riffen konnten Korallen gedeihen,
mit folgenden Gattungen: Aulosmilia, Dasmiopsis, Rennen-
sismilia, Conicosmilotrochus, Stephanosmilia, Acrosmtlia und
Cunnolttes (TurnSek, 1978).

Die Kreide-Schichten in Slowenien sind teils auf einer Kar-
bonatplattform und zum Teil in Trögen und Becken auf Kon-
tinentalkruste der Adriatischen Tafel entstanden. Diese Tafel
wurde im Känozoikum noch stark tektonisch beansprucht.
Wegen der Bruch- und Deckentektonik sind die Kreide-
schichten in eine sekundäre Lage gekommen. Sie wurden
mehrfach von starker Erosion ergriffen und sind deshalb - be-
sonders in den Südalpen und den Austroalpiden - nur noch in
kleineren Flächen erhalten.

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195

Zitteliana

195-199

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Der ältere Teil der Liburnischen Formation
in den NW-Dinariden

Von
RAJKO PAVLOVEC & MARIO PLENICAR-)

Mit 3 Abbildungen im Text

ABSTRACT

The lowermost part of the Liburnian Formation, the
Vreme beds, are nowadays allocated to the Uppermost Maa-
strichtian. They are characterized by grey bedded iimestones
with some intercalations of breccias, coals and coaly shales,
carrying foraminifera Hke Rhapydionina libumica, Mont-
charmontia appenninica, mihohds etc. in abundance, fur-
thermore bivalves, belonging to the genus Gyropleura.

At a Hmited number of locations in the Western Dinarides it
could be observed that the Vreme beds overhe Rudist hme-
stones. Some beds within the Rudist limestone do not carry
rudists, however microfossils, similar to those of the Vreme
beds could be identified. Therefore the possibility cannot be
ruled out that the Rudist- and the Vreme facies, were deposi-
ted simultanously at least in part. The Vreme beds were, de-

posited in a shallow marine environment, near shore, in em-
bayments or even lagoons. The high content of organicmatter
in the coal beds indicates a strong terrestrial influence, Sedi-
mentation possibly taking place ander limnic to brackish
conditions. The rudist biostromes flourished in near shore
shallow water. In the Rudist limestone beds are intercalated
which look like Vreme beds, this allows the conclusion that
behind the rudist-biostromes partly closed lagoons existed.
The change in Sedimentation which caused the disappearance
of the rudists may indicate minor orogenetical movements.
The intensity of these movements became stronger after the
deposition of the Vreme-beds. Subsequent Kozina beds usu-
ally begin with breccias.

KURZFASSUNG

Der älteste Teil der Liburnischen Formalion, die Vreme-
Schichten, werden heutzutage ins jüngste Maastricht gestellt.
Charakteristisch für diese Schichten sind graue, bankige
Kalke mit einzelnen Breccien-Lagen und eingeschalteten
Kohlen bzw. Kohleschiefern, die häufig Foraminiferen wie
Rhapydionina libumica, Montcharmontia appenninica, Mi-
lioliden u. a. enthalten sowie Muscheln, die zur Gattung Gy-
ropleura gestellt werden.

An einigen wenigen Stellen in den westlichen Dinariden
wurde festgestellt, daß die Vreme-Schichten auf Rudisten-
Kalken liegen. Einzelne Lagen innerhalb der Rudisten-Kalke
enthalten keine Rudisten, dafür aber Mikrofossilien, die de-
nen der Vreme-Schichten ähneln. Daher kann die Möglich-

*) R. PavlOVEC, M. PleniCar, Katedra za geologijo in paleontolo-
gijo Univerza Edvarda Kardelja v Ljubljani, Askerceva 12, 61000
Ljubljana, Jugoslavija. (Geologische Abteilung, Fakultät für Na-
turwissenschaften und Technology, Universität ,, Edvard Kar-
delj" in Ljubljana, Askerceva 12, 61000 Ljubljana, Jugoslawien).

keit nicht ausgeschlossen werden, daß die Rudisten- und die
Vreme-Fazies zumindest teilweise gleichzeitig entstanden
sind. Die Vreme-Schichten wurden im flachmarinen Bereich
abgelagert, in Küstennähe oder vielleicht auch in Buchten
bzw. sogar in Lagunen. Die hohen organischen Gehalte der
Kohleeinschaltungen deuten auf einen starken terrestrischen
Einfluß hin; möglicherweise erfolgte die Sedimentation teil-
weise im limnischen oder brackischen Milieu. Im seichten
Wasser der Küstennähe gediehen die Rudisten-Biostrome.
Da schon in den Rudisten-Kalken Einschaltungen auftreten,
die den Vreme-Schichten ähneln, können wir uns hinter den
Rudisten-Biostromen seichte, teilweise geschlossene La-
gunen vorstellen. Die Änderung in der Sedimentation, die das
Erlöschen der Rudisten verursachte, zeigt kleinere orogeneti-
sche Bewegungen an, die allerdings erst nach der Ablagerung
der Vreme-Schichten stärker wurden. Die nachfolgenden
Kozina- Schichten beginnen gewöhnlich mit Breccien.

196

DIE VREME-SCHICHTEN IN DEN NW-DINARIDEN

Am Ende der Kreidezeit und zu Beginn des Tertiärs kam es
im Bereich der Karbonat-Plattform der Äußeren Dinariden
zu erheblichen Veränderungen. Das Gebiet, das sich das
ganze Mesozoikum hindurch unter dem Meeresspiegel be-
fand, begann sich aus dem Meer zu heben. Das frühere, bis
200 m tiefe Schelfgebiet wurde seicht, es verwandelte sich
stellenweise in Lagunen, wurde brackisch und gelangte sogar
unter Süßwassereinfluß.

Die Sedimente, welche während der Zeit dieser Hebung
entstanden sind, wurden von einigen Forschern schon zum
Tertiär gerechnet, von anderen jedoch noch zur Kreide ge-
stellt. Beide Gesichtspunkte spiegeln nicht nur das damalige
geologische Geschehen wider, sondern helfen uns auch bei
der Bestimmung der stratigraphischen Zugehörigkeit dieser
Ablagerungen.

Als erster untersuchte diese Schichten zwischen den Jahren
1850 und 1869 G. Stäche. Er zählte sie zur sogenannten Li-
burnischen Stufe oder zum Protozän. Hierher stellte er alle
Schichten zwischen den Hippuritenkalken der oberen Kreide
und den eozänen Nummuliten- bzw. den Alveolinenkalken.
Seine neue Stufe gliedene er in drei Untersmfen: Die unteren
Foraminiferenkalke, die Kozina-Schichten und die oberen
Foraminiferenkalke. Während die tertiären Kozina-Schich-
ten und die oberen Foraminiferenkalke in den gesamten Äu-
ßeren Dinariden von Istrien bis zum Küstengebiet der Crna
Gora verbreitet sind, sind die unteren Foraminiferenkalke auf

Ljubijana

O Postojna

Abb. 1. Der Bereich der Vreme-Schichten in den NW-Dinariden.

den nordwestlichen Abschnitt begrenzt, und zwar auf das
Gebiet des Triestiner Karst. Sie boten auch stratigraphisch die
meisten Probleme.

Im Jahre 1963 bezeichnete R. Pavlovec den unteren Teil
der Liburnischen Formation als Vreme-Schichten nach der
Ortschaft Vremski Britof südöstlich von Divaca, wo sich die
klassischen Fundorte befinden, an denen auch Steinkohlen-
flöze auftreten. Die Kohle, die in den Vreme-Schichten auch
anderwärts auf dem Triestiner Karst vorkommt (z. B. beiBa-
zovica, Lipica, Kozina, Rodik), wurde bei Vremski Britof
über ein Jahrhundert lang ausgebeutet.

Die Schichten der Liburnischen Formation in den Nord-
west-Dinariden wurden von zahlreichen Geologen durch-
forscht, darunter von M. Munier-Chalmas, T. Lipparini,
M. Salopek, C. d'Ambrosi, B. Martinis, M. Hamrla,
R. Pavlovec, M. PleniCar, G. Bignot und anderen. Für die
biostratigraphische Datierung der Vreme-Schichten sind be-
sonders die marinen Kalke mit Foraminiferen und Muscheln
von Bedeutung. Unter den Foraminiferen ist die Art Rhapy-
dionina libiirnica besonders wichtig. Die Muscheln gehören
nach M. Munier-Chalmas (1882) zu den Rudisten aus den
Gattungen Sphuerulites und Apricardia. Nach M. Hamrla
(1959) befinden sich die Rudisten dieser Schichten in primärer
Lage. M. PleniCar (1961) und G. Bignot (1972) erwähnen
die Gattung Gyropleura, die auch zu den Rudisten gehört.
Deshalb haben die erwähnten Forscher die Vreme-Schichten
in die Kreide eingestuft.

Forschungen der letzten Jahre haben das kretazische Alter
dieser Schichten bestätigt. Interessant aber ist noch die Frage
nach den paläoökologischen Verhältnissen, in denen die Ru-
disten und die übrige Fauna und Flora, die wir in den Vreme-
Schichten vorfinden, gelebt haben. G. Bignot (1972, 232)
vertritt die Meinung, daß in den Vreme-Schichten drei oder
noch mehr Horizonte mit Schalen von Muscheln der Gattung
Gyropleura (oder Apricardia) auftreten. Charophyten und
einige Foraminiferen (Discorbidae und andere) weisen auf ei-
nen verminderten Salzgehalt hin. Rhapydionina libumica
lebte wahrscheinlich in der neritischen Zone nahe der Küste in
warmem Wasser mit normalem oder etwas geringerem Salz-
gehalt. Aus alledem schließt G. Bignot, daß wir es bei den
Vreme-Schichten vermutlich mit einer Thanatozönose zu tun
haben, in welcher lagunäre und marine Organismen mitein-
ander vermischt sind.

Werm wir diese Angaben mit anderen vergleichen, ergibt
sich folgendes Bild. M. Hamaoui&E. Fourcade (1973, 386)
halten die Gattung Murciella (= Raadshoovenia cuvillieri
nach G. Bignot, 1972, 216; siehe K. Drobne, 1981, 91) für
eine Foraminifere aus dem wellengeschützten Teil der Kar-
bonat-Plattform. Sie lebte in ruhigem und sehr seichtem Was-
ser nahe der Küste, wo auch Oogonien von Charophyten und
Discorbidae aufscheinen. Rhapydionina tritt nach Angaben
der erwähnten Autoren (S. 384) in Biomikriten oder Intra-
biomikriten auf, die in geringerer Tiefe und in Wasser mit hö-
herer Energie sowie höherem Salzgehalt entstanden sind.
Auch verwandte Formen (Raadshoovenia guatemalensis,
J. Fleury, 1977, 81-82) stammen aus seichtem und warmem
Wasser, in dem Biomikrite mit Bruchstücken von Rudisten

197

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Abb. 2. Das Modell des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten

1 : Rudistenkalk. 2: Bioherm mit Hippuriten. 3: Vorriff-Bildungen. 4: Breccie an der Basis der pelagischen

Sedimente. 5: Pelagische Sedimente. 6: Vreme-Schichten. 7: „Patch-reef" mit Biradioliten. 8: Die Küste.

und anderen Muscheln entstanden sind (subtidal), oder sie
kommen in Biomikriten beziehungsweise Biospariten vor,
die auf sehr häufige Hebungen hinweisen (intertidal oder so-
gar supertidal). Derselbe Autor (J. Fleury, 1970, 35; 1979,
24) gibt an, daß die Schichten mit Rhapydionina in ,,poorly
washed biosparite", in seichten Meeresgründen mit zeitweili-
ger Emersion abgelagert worden sind. Auch die Milioliden,
besonders die Gattungen Quinqueloculina, Triloculina und
Spiroloculina, die auch in den Vreme-Schichten häufig auftre-
ten, sprechen für seichtes Wasser (M. Kaever, 1970, 341).

Die Schichten mit Rhapydionina liburnica, Dicyclina
schlumhergeri, Accordiella conica, Nummoloculina, Mont-
charmontia appennimca weisen eine feinkörnige sparitische
Grundmasse auf (K. Drobne, 1981, 88). Aus alledem folgt,
daß sich die Vreme-Schichten in einem sehr seichten und
warmen Meer entwickelt haben, wahrscheinlich sogar hinter
einem Rudistengürtel. Zweifellos ist in ihnen wenigstens
teilweise eine Vermengung der Fauna und Flora erfolgt (Tha-
natozönose).

In den letzten Jahren fanden wir in den Vreme-Schichten
einige interessante Profile, die wir mit dem klassischen Profil
bei Vremski Britof und Profilen zwischen Senozece und Di-

vaca verglichen. Im Profil aus dem Tal der Rasa tritt im oberen
Teil der Vreme-Schichten ein rund 50 cm rhächtiger Kalkho-
rizont auf, in dem neben Muscheln der Gattung Gyropleura
auch zahlreiche Vertreter der Gattung Biradiolites vorkom-
men. Unter anderem tritt wahrscheinlich die Art Biradiolites
fissicostatus auf, die für das Maastrichtien der Crna Gora cha-
rakteristisch ist. Unter diesem Horizont liegen eine Schicht
mit Rhapydionina liburnica und mehrere Horizonte mit Mu-
schelschalen der Gattung Gyropleura. Aus alledem schließen
wir, daß die Rudisten des Maastrichts noch zur Zeit des Ent-
stehens der Vreme-Schichten gelebt haben.

Bei der Untersuchung des Profils im Rasatal und anderer
Profile der Vreme-Schichten gelangten wir zur Überzeugung,
daß die Schalen von Gyropleura von Strömungen in wellen-
geschützte Areale eingeschwemmt wurden, wo sie sich an der
Bildung von Thanatozönosen beteiligten. Für einen derarti-
gen Transport spricht die linsenförmige Einlagerung der
Schichten mit Gyropleura. Auch der gemeinsame Fundort
der Biradioliten und Gyropleuren im Profil aus dem Rasatal
weist vermutlich auf eine Thanatozönose hin. Die Biradioli-
ten bauen nämlich Biostrome bzw. Bioherme auf, während
die Gyropleuren höchstwahrscheinlich mehr im Boden-

Abb. 3. Das Profil des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten.

198

schlämm eingegraben waren. Durch Strömungen wurden
beide Muschelarten vermischt, doch lebten die Biradioliten
wohl in der Nähe der Gyropleuren, weil ihre Schalen noch
gut erhalten sind. Vielleicht haben die Biradioliten eine flache
Barriere aufgebaut, hinter der die Lagune lag, in welcher sich
die Vreme-Schichten entwickelten. Der Horizont mit Bira-
dioliten und Gyropleuren liegt stratigraphisch sehr hoch im
Maastrichtien. Unter diesem Horizont gibt es noch mehrere
marine Kalke mit Gyropleuren und Foraminiferen der Gat-
tung Rhdpydiomna in einer Mächtigkeit von rund 150 m,
doch befinden sich in ihnen keine BiradioUten. Der jüngere
Teil der Vreme-Schichten enthält auch eine synsedimentäre
Breccie. Sie weist auf tektonische Unruhen hin, welche die
Unterbrechung der Sedimentation zwischen den Vreme- und
Kozina-Schichten und auch häufige synsedimentäre Breccien
in den Kozina-Schichten zur Folge hatten. Im Hinblick dar-
auf, daß Rudisten häufig im Horizont mit Gyropleuren auf-
treten, schließen wir auf das Vorhandensein von Biolithiten
mit Biradioliten (,,patch reef") im Bereich der Lagune. Die
Rudisten wurden nach ihrem Absterben in die Vreme-Schich-
ten eingebettet.

Auch die Gyropleuren und Foraminiferen (zahlreiche Mi-
lioliden und Rhapydionina liburnica) wurden postmortal
verfrachtet. In den Vreme-Schichten treffen wir einge-
schwemmte Gyropleuren und auch Foraminiferen an, worauf
ins einzelne gehende Beobachtungen in der Umgebung von
Divaca hinweisen. In einigen Teilen der Vreme-Schichten
(z. B. in den Schichten 21 und 22 des Profils L bei Vremski
Britof; M. Hützl & R. Pavlovec, 1979, 1981, femer auch
bei Vrapce) sind die Rhapydioninen außerordentlich zahl-
reich und gut erhalten. Emzig und allem m diesen Schichten
befinden sich die Foraminiferen wahrscheinlich noch in pri-
märer Lage.

An wenigen Stellen der Westdinariden wurde festgestellt,
daß die Vreme-Schichten den Rudistenkalken (Biolithiten)
aufliegen. Meistens ist der Kontakt nicht sichtbar. In einigen
Teilen der Rudistenkalke, in denen die genannten Muscheln
fehlen, treten ähnliche Mikrofossilien wie in den Vreme-
Schichten auf (M. PleniCar & R. Pavlovec, 1981). Solche
Mikrofossilien kommen seltener zusammen mit Rudisten
vor. Deshalb schließen wir die Möglichkeit nicht aus, daß sich
mindestens stellenweise die Rudisten- und Vreme-Fazies
gleichzeitig entwickelt haben.

SCHLUSSWORT

Die Vreme-Schichten entstanden im jüngsten Abschnitt
des Maastrichtien in seichtem und warmem Wasser, in dem
Strömungen und Wellengang vorherrschten. A. Pol'^ak's
Modell (1981 , 448) der Kreidebiolithite für die Inneren Dina-
riden können wir auch auf die Entstehung der Vreme-Schich-
ten und der Rudistenbiolithite anwenden. In den küstenna-
hen Lagunen entstanden die Vreme-Schichten unter erhebli-
chem Einfluß des Festlandes (Kohle). Stellenweise gediehen
in diesem Bereich Bioherme mit Biradioliten (,,patch reef").
Zum offenen Meer hin lag eine Barriere-artiger Rudistengür-
tel. In von der Küste entfernteren Teilen entstanden hingegen

pelagische Sedimente (Podsabotiner Schichten, teilweise auch
Fiysch und flyschähnliche Schichten).

Die Gyropleuren und Rhapydioninen befinden sich nur
selten in primärer Lage. Besonders die Horizonte mit Gyro-
pleuren und Biradioliten bzw. Gyropleuren und Rhapydio-
ninen können als Thanatozönosen gedeutet werden.

Nach der Ablagerung der Vreme-Schichten kam es zu einer
Schichtunterbrechung. Auf sie folgten die marinen, bracki-
schen oder sogar limnischen Sedimente der Kozina-Schich-
ten.

SCHRIFTTUM

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201

Zitteliana

201-206

München, 1. Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen
Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste

Von
JOSIP TISLJAR, IVO VELIC & BRANKO SOKAC'O

Mit 3 Abbildungen

KURZFASSUNG

Die Flachwasserkarbonate der Unterkreide im Adria-Kü-
stengebiet zeigen sehr große Ähnlichkeit in der Litho- und
Biofazies und damit in der Beurteilung des Ablagerungsmi-
lieu. Die Karbonate wurden im inneren Bereich einer weit-
ausgedehnten Plattform gebildet.

Folgende Lithofaziestypen und die entsprechenden Abla-
gerungsmilieu wurden ausgeschieden:

Lithofazie A: (oberhalb des Hochwasserniveaus mit
zeitweiligen Auftauchphasen;

Lithofazies B: Im Gezeitenbereich bis oberes Subtidal;
Lithofazies C: Lagunen und "back-reef'-Bereich;
Lithofazies D: bewegtes Flachwasser und riff umge-
bende Bereiche;
Lithofazies E: spätdiagenetische Dolomite.

Litho faziestyp C: ist vorherrschend; Typ B ist häufig, je-

doch Typ A und B sind seltener. Dolomite (Lithofaziestyp E)
wird stellenweise sehr mächtig.

Die Untersuchungen haben gezeigt, daß auf der Plattform
zur Kreidezeit die Faziesbereiche nicht gleichzeitg abgelagert
wurden, also zu stratigraphischen Zwecken nicht geeignet
sind. Gleiche Faziestypen erscheinen an unterschiedlichen
Lokalitäten zu unterschiedlichen Zeiten; es kommt dabei zu
periodischen Wiederholungen von Faziestypen. Unter-
schiedliche Mächtigkeiten der Faziestypen wurden weitge-
hend gesteuert durch Häufigkeiten von Auftauch-Erschei-
nungen und schwankende Sedimentationsraten im Gezeiten-
bereich. Diese Bedingungen können auf eine sehr schwache
Neigung des inneren Teils der Plattform zurückgeführt wer-
den, die ungleichmäßig absinkt; ebenso können Oscilationen
des Meeresspiegels solche Differenzierungen bewirken.

ABSTRACT

Detailed local studies and regional correlation of the Lower
Cretaceous shallow water carbonates in the Adriatic coastal
region show a high similarity in lithofacial, biofacial and
paleoenvironmental characteristics. The carbonates were ge-
neral formed in the inner part of a large carbonate platform.
The following lithofacies and corresponding depositional en-
vironments were separated:

Lithofazies A: supratidal with temporary emersions;

Lithofacies B: intertidal to shallow subtidal;

Lithofacies C: lagoons, back-reefs and resticted sho-

als;

Lithofacies D: shoals with agitated water and patch-

reefs;

Lithofacies E: late-diagenetic dolomites.

"■) J. TiSlJAR, Fakultät für Bergbau, Geologie und Erdölwesen der
Universität Zagreb, Pierottijeva 6, Postfach 186, YU-41000 Za-
greb; I. VeliC, B. SokaC, Institut für Geologie der Universität
Zagreb, Sachsova 2, YU-41000 Zagreb.

Lithofacies C is predominant, B is frequent, but A and D
are rare. Late-diagenetic dolomites (Lithofacies E) sometimes
could be frequent and locally very thick.

Lithological, structural, textural, diagenetic and genetic
properties, depositional environments and different thickness
of the same lithofacies suggest the following conclusions: in
various places of the Lower Cretaceous carbonate platform
certain depositional environments did not occur at the same
time, or, if they occured, they did not last for the same period
of time. Nevertheless, same environments existed in various
places, at various times, and at the same place particular envi-
ronments were periodicaly repeated within various time in-
tervals.

Such circumstances caused lateral and vertical lithofacial
changes, various depositional thicknesses and rhythmical and
cyclic Sedimentation. The various lithofacial thicknesses were
mostly affected by emersions, their frequency and duration,
and the relatively low rate of Sedimentation in the intertidal

202

Zone. These conditions of Sedimentation could be attributed
to the very gentle inclination of the inner part of platform,
nonuniform sinking and to different sedimentation-rate.
Even small differences in the balace of these factors, as well as

the oscilations of the sea level, could cause the changes in the
depositional environments at comparatively small distances
within the supratidal - intertidal - subtidal - lagonal-back
reef- reef zones.

EINLEITUNG

Die Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet von der Halb-
insel Istrien bis Dubrovnik wurde über mehrere Jahre lithofa-
ziell, sedimentologisch, biostratigraphisch und paläontolo-
gisch intensiv untersucht. Dieses Hochkarstgebiet der Adria-
küste einschließlich der Inseln ist etwa 550 km lang und zwi-
schen 60 bis 140 km breit (Abb. 1). An der Oberfläche domi-
nieren Kreidesedimente. Seltener sind jurassische und sehr
selten triassische Ablagerungen aufgeschlossen.

In dieser Arbeit werden nur die Ergebnisse der lithofaziel-
len und sedimentologischen Untersuchungen der Unterkrei-
dekarbonate zusammengefaik. Es hat sich gezeigt, daß bio-
stratigraphisch innerhalb des Unterkreidegebietes eindeutig
zwischen 7 und 9 litho- und biostratigraphischen Einheiten
unterschieden werden können. Diese entsprechen chrono-
stratigraphisch: Berrias, Valendis, Hauterive, Barreme, Un-
ter- und Oberapt, Unter- und Oberalb und Vrakon (siehe Ve-
Lic, TiSljar & SokaC, 1979).

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MEER

Abb. 1 . Geologische Skizze der Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet mit im Text erwähnten Fundor-
ten,

LITHOFAZIELLE UND SEDIMENTOLOGISCHE EIGENSCHAFTEN

Die Unterkreidesedimente im Dinarischen Karst sind ein
Teil der kontinuierlichen Ablagerung der mesozoischen Kar-
bonatgesteine (mit stellenweisen Emersionen) von der
Ober-Trias bis zum Ende der Kreidezeit. Ihre Mächtigkeit
variiert zwischen 750 und 1150 m. Im allgemeinen sind es
Flachwasserkarbonate, die sich auf einer großen Karbonat-
Plattform abgelagert haben.

Innerhalb dieses großen Flachmeer-Ablagerungsgebietes
sind einzehie genau definierbare Ablagerungsmilieus, bzw.
Lithofaziestypen zu unterscheiden:

- Lithofazies A: oberhalb des Hochwasserniveaus mit
zeitweiligen Emersionen (,, supratidal with temporary
emersions");

- Lithofazies B: Gezeitenbereich und Watten (,, intertidal
und shallow subtidal");

- Lithofazies C: Lagunen und ,,back reef"-Bereich;

- Lithofazies D: bewegte Flachsee und ,,perireefal sho-
als"-Bereich;

- Lithofazies E spätdiagenetische Dolomite.

Die Mächtigkeit und Häufigkeit der einzelnen Lithofa-
zies-Typen und ihre vertikale und horizontale Verbreitung
sind in der Unterkreide nicht überall gleich (Abb. 2).

Am häufigsten kommt die Lithofazies C vor. Ziemlich häu-
fig, aber in geringerer Mächtigkeit erscheint die Lithofazies B.
Lithofazies A und D kommen seltener vor, ihre Mächtigkei-
ten und laterale Verbreitung sind geringer. Lithofazies E ist an

203

CENOMAN

VR AGONIEN

BARRE ME

HAUTERIVE

VALENDIS

BERRIASIEN

T IT HON

Abb. 2. Vertikale und horizontale Verbreitung der Lithofaziestypen in der Unterkreide im Dinarischen
Karstgebiet: A = „supratidal" mit zeitweiligen Emersionen; B = Gezeitenbereich und Watten; C = Lag-
unen und „back reef'-Bereich; D = bewegte Flachsee und „perireefal shoals"; E = spätdiagenetische Do-
lomite.

vielen Lokalitäten vertreten, sehr häufig im Berriasien, Alb
und Vrakon.

1. Lithofazies C, (Lagunen und „back reef'-Bereich)
finden wir im gesamten Dinarischen Karst in allen tektoni-
schen Einheiten (Abb. 2). Sie ist besonders für das Valendis,
Hauterive, Unterapt und Unteralb charakteristisch. Im all-
gemeinen wechselt sie häufig mit Kalken der Lithofazies B,
selten mit A oder mit Dolomiten der Lithofazies E ab. In der
Regel haben die Kalke der Lithofazies C die größte Mächtig-
keit und laterale Verbreitung. Sie sind überwiegend aus Mi-
kriten, Biomikriten und Onkoidkalken, seltener aus onkoid-
reichen Intraspariten zusammengestzt. Alle diese Kalke sind
durch Akkumulation von Kalkschlamm und Kalkdetritus im
flachen und ruhigen Wasser mit niedrigem Energie- Index und
erhöhter Salinität entstanden. Auf die erhöhte Salinität der
Lagunen und der ruhigen Flachseen („back reef") weist das
Gefüge der Onkoide und die Flora und Fauna hin. Es finden
sich Elemente sogenannter „restricted marine environ-
ments": Grünalgen (vor allem Dasycladaceen, seltener Co-
diaceen), Blaugrünalgen in Onkoid-Formen, Schnecken,
Ostracoden, benthonischen Foraminiferen mit internsiver
Mikritisierung (Milioliden, Verneuiliniden, Orbitoliniden);
in den älteren Schichten auch Favreinen.

In der Lithofazies C findet sich häufig eine rhythmische
Wechselablagerung von Mikriten/Biomikriten und Onkoid-
kalken, die infolge der schwankenden Karbonatablagerungs-
rate entstanden ist (TiSljar, im Druck). In der Zeit geringerer
Schlammablagerung wurden günstige Bedingungen für eine
üppige Entwicklung der Blaugrünalgen und für die Entste-
hung von Onkoiden geschaffen. Es überwiegen ,,algal
baH"-Onkoide, die durch das Haften des Schlammes auf dem
Schleim und den Fasern der Blaugrünalgen entstanden sind.
Sie wuchsen in Form von kleinen Büschen. Sehr häufig gibt es
Onkoidkalke, die aus großen Onkoiden, s. g. ,,Makroiden",
geformt wurden. Ihr Entstehen erklärt sich durch Algen, wel-
che Bacinella- und Schneckenreste inkrustieren (TiSljar,
1979). Selten kommen Onkoide mit mehr oder weniger glatt
umlaufendem Schalenbau (,,SS-C"-Onkoide) vor.

Die Morphologie und der Aufbau der Onkoide ist ein cha-
rakteristischer Indikator für eingeschränktes Milieu im La-
gunen- und , ,back reef'-Bereich mit schwacher Intensität der
Kalkschlammablagerung. Denn bei verstärkter Schlamm-
ablagerung ist die Entwicklung von Blaugrünalgen und von
Onkoiden infolge der Zuschüttung nicht mehr möglich.

Der Lithofazies C gehören noch zwei, für die äußeren Di-
nariden typische bio- und lithofazielle Einheiten an, die man

204

als beständige Horizonte entlang des ganzen Dinanschen
Karst verfolgen kann: die „Unteren Orbitolinenkalke", (Be-
ginn des Unterapts) und die „Oberen Orbitolinenkalke",
(Unteralb):

„Die Unteren Orbitolinenkalke" (VeliC & SokaC, 1978)
bestehen aus dickgebankten Mikriten und Biomikriten sowie
Onkoidkalken. Sie enthalten Orbitolinen {Praeorbitonina
cormyi Schroeder, P. wienandsi Schroeder, Orbitolina
(Mesorbitolina) lotzei Schroeder), Bacinellen, Schnecken,
Milioliden und Makroide.

Die ,, Oberen Orbitolinenkalke" sind überwiegend aus
Biomikriten, Biospariten und Onkoidkalken mit Mesorbito-
linen (Orbitolina (Mesorbitolma) texana texana Roemer, O.
(M.) texana parva Douglass, O. (M.) texana minuta Dou-
GLASS) und Cuneolinen (Cuneolina pavonia d'Orb.) zusam-
mengesetzt.

2. Lithofazies B, (Gesteine des Gezeitenbereichs und
der Watten-, ,intertidal to shallow subtidal") kommen sehr
häufig vor, wir finden sie aber nicht immer an allen Lokalitä-
ten und in allen biostratigraphischen Einheiten (Abb. 2). Ihre
Mächtigkeit und Häufigkeit variiert sehr von Lokalität zu
Lokalität und von Einheit zu Einheit. Im allgemeinen wech-
selt sie am meisten mit den Kalken der Lithofazies C und A
ab.

Lithofazies B ist aus einer Wechsellagerung von Mikri-
ten/Biomikriten mit Fenstergefüge (,,birds eyes"), Peloid-
kalken und LLH-Stromatolithen zusammengesetzt.

Der Zyklus Mikrit - Intrasparit/Biosparit - Peloidkalk -
LLH-Stromatolith ist typisch für die Lithofazies B. Die Zy-
klen sind als ,,peritidal" -Fluktuationen interpretierbar. Wel-
lige stromatolithische Strukturen, Bioturbationen, Trocken-
risse und Fenstergefüge charakterisieren diese Lagen. Die
Lamination ist die Folge einer Wechsellagerung mikritischer,
pelmikritischer und pelsparitischer Lagen mit den stromatoli-
thischen Bildungen. Als Folge einer Menge parallel orientier-
ter Fenster (,,laminoidal fenestrae" Grover & Read 1978)
zeigen auch die Mikrite häufig laminierte Textur. Neben den
langgestreckten Fenstern finden sich oft unregelmäßige kon-
turierte Lösungshohlräume (,, Solution vugs and molds of
shells"), die mit einem Calcitzement-Mosaik ausgefüllt sind.
Die langgestreckten Fenster entstanden hauptsächlich durch
Fäulnisprozesse der Blaugrünalgen. Die Skelett-Lösungs-
hohlräume entstanden durch die Auflösungsprozesse der ara-
gonitischen Skelette, vor allem von Grünalgen und Schnek-
ken. Für die Hohlraumbildung war das wiederholte Durch-
feuchten und Austrocknen der Ablagerungen im Gezeitenbe-
reich durch Niederschläge ausschlaggebend. Dabei wurden
gelegentlich die Schalen vollständig herausgelöst. Die Lö-
sungshohlräume wurden manchmal durch Korosion in unre-
gelmäßige Korosionshöhlen umgeformt, so daß die Kontu-
ren, bzw. Skelettabdrücke nicht mehr erkennbar sind.

Die Stromatolithen enthalten außer den ,,cryptalgal"-La-
gen auch Kotpillen, Grünalgen, Ostrakoden, Schnecken, In-
traklasten und benthonische, stark mikritisierte, Foraminife-
ren. Diese Komponenten sind im Intertidal zusammen mit
dem Karbonatschlamm durch Gezeitenströmungen während
der Flut über die Algenmatten geschüttet worden. Die Pelo-
idkalke sind durch einen höheren Gehalt an Kotpillen und
einheitliche Korngrößen, Komponentensorten und -Gefüge

gekennzeichnet. In den älteren Ablagerungen (Neokom)
kommen häufig Peloidkalke vor, die aus Favreina (Crustace-
en-Kotpillen) bestehen.

Die Intrasparite imd Biosparite sind reich an Calcitzement.
An den Kornrändern hat sich ein faseriger, Palisaden-Zement
(Zement A - , ,f ibrous rim cement" ) und in den ü brigen Poren
ein isometrischer Mosaik-Zement (Zement B) abgelagert.

Die Gesteine zeigen strukturelle und diagenetische Eigen-
schaften von ,,beach rock"-Sedimente.

3. Lithofazies A, (Bereich über dem oberen Gezeitenni-
veau mit zeitweiligen Emersionen ,,supratidal with tempo-
rary emersions"). Sie tritt gewöhnlich nicht in mächtigen
Schichten auf. Jedoch hat sie in den einzelnen chronostrati-
graphischen Einheiten große Bedeutung. Besonders häufig ist
das Auftauchen mit Unterbrechungen im Ablagerungsprozeß
im Unter- und Oberapt (Abb. 2). In Istrien, z. B., ist die
Mächtigkeit der Abfolge, (besonders im Unteralb) wegen
derartiger Ablagerungsbedingungen deutlich reduziert
(Abb. 2). Lithofazies A ist charakterisiert durch intraforma-
tionelle Breccien, Weichkonglomerate (,,supratidal soft
pebble conglomerates"), frühdiagenetische Dolomite, Fen-
sterkalke mit vadosen Bildungen und subaerischen Verwitte-
rungserscheinungen.

Die intraformationellen Breccien sind durch variierende
Schichtdicke, relativ geringe laterale Verbreitung, geringe
oder keine Rundung und Sortierung der Klasten gekenn-
zeichnet. Komponententransport hat nicht stattgefunden.
Die Bruchstücke passen stellenweise noch zusammen, die Zu-
sammensetzung ist petrographisch einheitlich. Die Fazies der
Fragmente entspricht denjenigen Kalken, die unmittelbar un-
terhalb der Breccien liegen. Die Klasten sind schwach mitein-
ander verbunden, entweder mit Kalkmikrit oder es handelt
sich um eine feinkörnige Matrix aus Calcite, Illit, Montmoril-
lionit und Chlorit. Diese Gesteine sind durch subaerische imd
subaquatischen Brekzierung und Erosion früh erhärteter und
halbverfestigter Karbonate entstanden. Nach kurzfristigem
Auftauchen wurden die Sedimente wieder überflutet. Im all-
gemeinen wechseln die Breccien mit den Kalksteinen der Li-
thofazies B, selten auch mit C ab. In Istrien betragen im
Oberapt und Unteralb die intraformationelle Breccien-Lagen
stellenweise 0,40 bis 1,3 m (Abb. 2).

Frühdiagenetische Dolomite (,,supratidal early-diagenetic
dolomites") sind im Berrias in Istrien und im Vrakon in der
Umgebung von Dubrovnik zu beobachten (Abb. 2). Sie zei-
gen die folgenden, für den Auftauchbereich charakteristi-
schen Merkmale: Lamination, Trockenrisse, ,,mud pebble
conglomerate", ,,loadcast"-artigeTexturen, LLH-Stromato-
lithen und im allgemeinen sehr kleine Dolomitkristalle. Das
Ende der Ablagerung einzelner Lagen ist manchmal durch
Austrocknung (,,desiccation breccia") und sogar durch Ero-
sion (,,erosion surface") gekennzeichnet. Schwachwellige
stromatolithische Strukturen, welche auf Blaugrünalgen-
Matten (Schizotrix-Ty^) zurückgehen, wurden nur während
schwerer Stürme abgelagert. Die Masse des Sedimentmate-
rials wurde an anderer Stelle, entweder unterhalb des Gezei-
tenbereiches oder im Gezeitenbereich gebildet. Durch
Stürme wurde es in den Supratidalbereich gebracht. Eine Ab-
lagerung oberhalb des Gezeitenbereiches wird auch durch das
Vorkommen von Fenstern (,,birds eyes"), die Zusammenset-

205

^ V ■

Mik

ite mit V
Dirdseye"-

idoiden
Sefugel

zeitweilig

Emersion

LLH

Mik

(.t

-Stromat
ite und P

irdseye'-

Dl.the

llenkQlke

Sefüge)

- 1 >

■ U 1

Mikrjte und
Biomikrite

1 = „subtidQt to iQgoonol"- Phase
2=.shallow sublidal to intertidol"- Phase
3= . intertidol to suprotidol*- Phase

Abb. 3 . „Peritidal" - Ablagerungsphasen im Tithon und Berrias in
der Umgebung von Dubrovnik.

zung der Dolomite und die Dolomitkristallgröße angezeigt,
welche im allgemeinen unter 10 Micron liegt. Dies weist auf
eine frühdiagenetische Dolomitisation hin. Eine solche Do-
lomitisierung kommt heute vorwiegend oberhalb des Gezei-
tenbereichs vor (Fochtbauer, 1974). Der relativ hohe Cal-
ciumüberschuß der Dolomite (Ca-0, 52-0,56; Mg-0,44-0,48)
schließt ein evaporitisches Milieu aus.

Wenn man zusätzlich eine Abnahme des Calciumüber-
schusses während der Diagenese in Rechnung stellt, können
die vorliegenden Dolomite nur mit denjenigen des relativ
feuchten Klimas von Florida und der Bahamas verglichen
werden, nicht aber mit dem trockeneren Milieu von Bonaire
oder des Persischen Golfes (Füchtbauer & TiSljar, 1975).

Kalke mit ,,vadosen" Bildungen kommen in Tithon und
Berrias der Umgebung von Dubrovnik vor (Abb. 3). Es han-
delt sich um Mikrite, Biomikrite, Peloidkalke und LLH-
Stromatolithen, welche zahlreiche Fenster, Lösungs- und
Korrosionshohlräume, Schalenlösungshohlräume, Geope-
talgefüge, Trockenrisse, Vadoide, vadosen Silt, dünne Kalk-
krusten und unregelmäßig geformte Linsen von ,,desicca-
tion"-Brekzien enthalten (Abb. 3).

Die Lösungs- und Korrosionshohlräume sind mit vadosem
Silt, mit kalzitischen Mosaikzement und in den Bögen mit ei-
nem mikrostalaktitischen Gravitations-Zement ausgefüllt.
Ober den Kalken mit ,, vadosem" Silt und die Lösungs- bzw.
Korrosionshohlräume folgen gewöhnlich Sedimente mit Va-
doiden (vadose Pisoide) und Kalkkrusten (,,calcrete"). Die
Poren zwischen den Vadoiden sind mit vadosem Silt, mit Mi-
kritmatrix und mit mikrokristallinem Calcitzement subaeri-
scher Entstehung ausgefüllt. Die Struktur- und Textureigen-
schaften weisen eindeutig auf die vadose Zone und auf sub-
aerische Verwitterung hin. Hier wurden die noch weichen
oder früh erhärteten, vermutlich primär aragonitischen Kar-
bonatsedimente im Laufe der Frühdiagenese unter dem Ein-
fluß des Niederschlagwassers und der subaerischen Verwitte-
rung geprägt (TiSljar, 1980).

4. Lithofazies D, (bewegte Flachsee und ,,perireefal
shoals", mit normaler Salinität). Sie ist über die gesamte
Mächtigkeit der Unterkreide mit sehr geringem Anteil vertre-
ten. Etwas häufiger findet man sie im Alb von Istrien, im
Ober-Barreme von Dubrovnik, seltener im Apt des Bioko-
vo-Gebirges, ferner im Unterapt und im Unteralb des Dina-
ra-Gebirges sowie im Unterapt des Kapela-Gebirges
(Abb. 2). Die Lithofazies D setzt sich aus Intraspariten, Bio-
spariten, Biosparruditen und Rudisten-Schillkalken mit
Echinodermen- und Muschelfragmenten zusammen. Große
Mengen der Rudisten, Muscheln und Echinodermen, sowie
das zeitweilige Auftreten kleiner Rudistenbiostrome und
grobem Korallenschutt, deuten auf einen Einfluß der beweg-
ten Flachsee mit kleinen Riffen (,,patch reefs") hin. Hier
konnten dank guter Durchlüftung und normaler Salinität
diese Organismen leben. Ihr Schutt wurde zeitweise in den
Lagunen, den ,,perireefal shoals" und im Flachwasser des in-
neren Teils der Karbonatplattform abgelagert.

5. Lithofazies E kommt in dicken Linsen und unregel-
mäßigen Körpern von makrokristallinen bis mikrokristalli-
nen, spätdiagenetischen Dolomiten vor; diese Lithofazies ist
besonders im Tithon, Berrias, im Alb und Vrakon verbreitet.
Die Grenzen zwischen den spätdiagenetischen Dolomiten
und den übrigen Kalken sind unregelmäßig und graduell. La-
teral und vertikal gehen sie stellenweise über Dolomitkalke
und dolomitreiche Kalke in reine Kalke über. Die großen Do-
lomitkörper enthalten gewöhnlich mehrere strukturell und
faziell unterschiedliche Kalkschichten, dies ist für eine spät-
diagenetische Dolomitisierung charakteristisch. Der relativ
hohe Claciumüberschuß der Dolomite läßt auf eine spätdia-
genetische Genese schließen. Der Dolomit besteht aus
Ca-0, 55-0,58; Mg-0,42-0,45; CO3, das heißt, es sind „Pro-
todolomite". Er ist aus makrokristallinen hypidiomorphen
Dolomitrhomben mit vielen bräunlichen Einschlüssen (unter
1 bis 3 Micron, möglicherweise aus organischem Material) zu-
sammengesetzt. Die Kristallgröße dieser Dolomite gleicht
derjenigen von Dolomitrhomben in lagunären und intertida-
len Kalke der Lithofazies C und B, welche mehr oder weniger
spätdiagenetisch dolomitisiert wurden. Die spätdiageneti-
schen Dolomite der Lithofazies E entstanden durch eine spät-
diagenetische Dolomitisierung der Kalke der Lithofazies B
und C.

206

DISKUSSION UND ZUSAMMENFASSUNG

Die Untersuchungsergebnisse der Lithofazies und des Ab-
lagerungsmilieus der Karbonate in der Unterkreide im dinari-
schen Karst zeigen in diesem weiten Gebiet große ÄhnHch-
keit. Es sind marine Flachwasserkarbonate, die sich auf einer
ausgedehnten Karbonat-Plattform abgelagert haben. Auch
wenn wir in der gesamten Ausdehnung dieser Plattform, der
Unterkreide die gleichen Lithofazies-Typen und gleiches Ab-
lagerungsmilieu finden, ist jedoch ihre Mächtigkeit, die verti-
kale und horizontale Verbreitung an vielen Stellen und in den
chronostratigraphischen Einheiten nicht immer gleich.

Die Analyse der vertikalen und horizontalen Verbreitung
der einzelnen Lithofaziestypen, ihre unterschiedliche Mäch-
tigkeit und die Wechsellagerung läßt uns auf folgende Tatsa-
chen schließen:

- die Karbonat-Plattform hatte eine sanfte Neigung und
eine ungleichmäßige Absenkung im ganzen Gebiet;

- obwohl sie relativ flach ist, hatte sie stellenweise eine
ziemlich augeprägte Morphologie;

- die Meeresspiegelschwankungen waren zeitlich und
räumlich sehr verschieden;

- die Absenkungsrate und damit die Sedimentationsrate
war in verschiedenen Teilen der Plattform ungleich.

Schon sehr geringe Veränderungen der Anhäufungsrate des
Karbonates und der Absenkungsgeschwindigkeit der Platt-
form sowie Meeresspiegelschwankungen, können bei einer
sanften Neigung des Beckenbodens rasche Veränderungen in
der Wassertiefe und -energie verursachen. Veränderungen der
Sedimentationsgeschwindigkeit und/oder der Senkungsrate
der Plattform können das Auftreten und Verschwinden ein-
zelner Ablagerungsbereiche zwischen Flachmeer- ,,back
reef"-Lagune - Gezeitenbereich und Watten - supratidal Be-
reich - vadoser Zone und dem Auftauchbereich bewirken.

Für die Mächtigkeit der einzelnen Lithofaziestypen und
damit der gesamten Unterkreide hatte die Sedimentakkumu-
lationsrate, die durch die Häufigkeit und das Fortbestehen
der einzelnen Ablagerungsbereiche bedingt war, großen Ein-
fluß.

LITERATUR

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dimentary Petrology Part II. - 464 S. (Schweizerbart), Stutt-
gart.

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dimentary Petrology, 48, (2): 453^88.

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narides. - In: T. Peryt (ed.): Coated Grains. -Springer, Ber-
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& TiSljar, J. & SokaC, B., (1979): Stratigraphy and deposi-
tional environments of the Lower Cretaceous in the Karst re-
gion of the Outer Dinarides (Yugoslavia). - Geobios, Mem.
spec, 3: 245-252.

207

Zitteliana

207-244

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzgeschichte des basko-

kantabrischen Kontinentalrandes

während Kreide und Alttertiär^)

Von

JOST WIEDMANN, JOACHIM REITNER, THEODOR ENGESER & WOLFGANG SCHWENTKE^)

Mit 18 Abbildungen und 1 Tabelle

KURZFASSUNG

Im Gegensatz zur Entwicklung des Nordatlantik folgt im
Biskaya-Raum auf ein frühes Rift-Stadium in Permotrias und
Lias (Redbeds und alkaliner Magmatismus, Evaporit- und
?Schwarzscliiefer-Phase) zunächst ein Ruhestadium, das
durch geringmächtige epikontinentale Jura-Entwicklung
charakterisiert ist. Dafür vollziehen sich die folgenden Etap-
pen der Graben- und Ozeanbildung beschleunigt ab oberstem
Jura: 1. Delta-Phase (,,Wealden") an der Jura/Kreide-Gren-
ze, Karbonatplattform-Phase (Urgon) in Apt und Unteralb,
2. Delta-Phase (Supra-Urgon) mit starker Faziesdiversität
(Deltas, Inselplattformen, Turbidite, alkalmer Magmatis-
mus) des Minel- und Oberalb, Maximaltransgression oder
Nivellierungsstadium mit pelagischer Fazies in Cenoman und
Turon, 1. Regressions- und Kompressionsphase des Co-
niac-Campan mit ersten Regressionen, einem Maximum der
Faziesdiversität, aber auch siKkoklastischer Turbidit-Sedi-
mentation in den Flyschtrögen und schließlich einer 2. Re-
gressions- und Kompressionsphase (Maastricht-Eozän) mit
ähnlichen Tendenzen, aber schließlich terminaler Heraushe-
bung und Faltung an der Eozän/Oligozän-Grenze. Beide Re-
gressionsphasen stehen in unmittelbarem Zusammenhang mit
Subduktion und schließlich Kollision am S' Biskaya-Rand
und in den Pyrenäen. Das Maximum oberkretazischen alkaU-

nen Magmatismus fällt mit der Transgressionsphase zusam-
men. Dieser phasenhafte Ablauf wird begleitet, kontrolliert
oder überlagert von Spreading- Vorgängen in der Biskaya
(Alb-Campan), einem globalen eustatischen Meeresspiegel-
anstieg (Cenoman/Turon) und Distensions- und schließlich
Kompressionsphasen mit jeweils stark ausgeprägtem Salzdia-
pirismus. Dieser Diapirismus kann die Subsidenztendenzen
in Einzeltrögen abwandeln.

Die vorliegende Untersuchung möchte an Hand eines de-
tailliert untersuchten Kontinentalrandes die Regelhaftigkeit
von Subsidenzprozessen darstellen, aber auch gleichzeitig die
Interaktionen regionaler Prozesse herausarbeiten, wobei
auch der Zeitfaktor eine interessante Rolle spielt, um so nicht
zuletzt auch generelle Krustenprozesse besser erfassen zu
können, die sicher die beobachtete Regelhaftigkeit bedingen.
Auf die besonders interessierende Frage der faunistisch/ flori-
stischen Respons auf diese Prozesse wird, soweit möglich,
eine Antwort versucht.

Als Voraussetzung für diese Untersuchungen ist eine Dis-
kussion der bisherigen plattentektonischen Modelle für die
Biskaya-Öffnung erforderlich, denen ein abgewandeltes
neues Modell gegenübergestellt wird.

ABSTRACT

In the Basco-Cantabrian region an early rifting stage in the
Permo-Triassic and Liassic (with phases of red-bed Sedimen-
tation and alkaline magmatism, evaporites and black sha-
les[?]) is followed by a non-tectonic phase during Jurassic
time, which is characterized by an epicontinental develop-

' ) Pub!. Nr. 122 des Projektbereichs ,, Fossil-Vergesellschaftungen"
im Sonderforschungsbereich 53 (,, Palökologie").

"■) Geologisch-Paläontologisches Institut der Universität, Sigwart-
straße 10, D-7400 Tübingen 1.

ment with reduced thicknesses. This Stands in contrast to the
development of the central North Atlantic, where rifting
continues.

In the uppermost Jurassic of the Basco-Cantabrian region,
subsidence is renewed by increasing distensive tectonics
forming graben/horst structures and tilted blocks of the fu-
ture margin. Now the following stages of facies development
and subsidence are to be recognized: A first deltaic phase
(,,Wealden") of Late Jurassic-Early Cretaceous age; an uni-
form carbonate-platform phase (,,Urgonian") during Ap-

208

tian-Lower Albian; a second deltaic phase („supra-Urgo-
nian") with pronounced facies differenciation (deltas, Island
platfomis, turbidites, alcaline magmatism) of Middle-Upper
Albian time; a phase of maximum transgression connected
with uniform pelagic facies in the Cenomanian and Turonian
(and the maximum of magmatism); a first regressive and com-
pressive tectonic phase during Coniacian-Campanian time
and with a maxmium of facies diversity (prograding deltas, si-
licoclastic turbidites) and diapirism; and, finally, a second re-
gressive phase with compressive tectonics (Maastrichtian-Eo-
cene) leading to the final uplift at the Eocene/Oligocene
boundary. Both regressive phases are closely related to sub-
duction and collision along the southern Biscay shelf and in
the Pyrenees. This multi-phased process is accompanied,
controlled or superposed by spreading in the Biscay Ocean
(Albian-Campanian), by global eustatic sea level increase
(Cenomanian-Turonian) and pronounced sah diapirism. In
some basins diapirism clearly modifies the general course of
subsidence.

The present paper tries to demonstrate the patterness of
subsidence processes, based on the well studied southern Bis-
cay margin. Furthermore, the interactions of regional local
noise are to be stressed, the important factor of time is espe-
cially considered, in order to obtain a better understanding of
general crustal processes leading to the observed patterness.
Questions coneerning faunal and floral response to these pro-
cesses are discussed as far as possible. Moreover, these inve-
stigations are based on a modified new plate tectonic model
for the Biscay Ocean, the Pyrenees and the Iberian Plate.

DANK

Die Autoren danken der Deutschen Forschungsgemeinschaft für
eine großzügige Unterstützung dieser Untersuchungen im Rahmen
des Sonderforschungsbereichs 53 ,, Palökologie". Sie d.inken Prof.
W. Frisch für wertvolle Diskussionen und Dipl.-Geol. H. D. Berg-
ner für zeichnerische Hilfe.

INHALT

1 . Einleitung und Problemstellung 208

2. Geodynamik der Iberischen Platte während Kreide und Alttertiär 212

2. 1 Bisherige Arbeiten 212

2.2 Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte 213

2.3 Probleme der Subduktion 215

3. Sedimentations- und Subsidenzphasen 216

3.1 Megasequenz I, unterer Teil = 1. Delta-Phase/,, Wealden" 216

3.2 Megasequenz 1, oberer Teil = Urgon-Karbonatplattfomi-Phase 219

3.3 Megasequenz 2, untererTeil = 2. Delta-Phase 221

3.4 Megasequenzen2 (oberer Teil)- 4 = Maximaltransgression und Regressions/Kompressionsphasen .. 224

3.4.1 Becken von Vitoria 224

3.4.2 Biskaya-Synkhnorium 226

3.4.3 Deva- Synkline 228

3.4.4 Becken von Altnavarra 230

4. Diapirismus und Subsidenz des Basko-Kantabrikums 233

4.1 DerCaniego-KalkalsDiapir-Riff 233

4.2 Entwicklung des Estella-Diapirs 234

5. Vergleichende Subsidenzgeschichte 236

Literatur 242

1. EINLEITUNG UND PROBLEMSTELLUNG

Die bisherigen Bemühungen um eine vergleichende Subsi-
denzgeschichte an passiven Kontinentalrändern (Wiedmann
et al. 1978, 1982b, Jansa & Wiedmann 1982; Wiedmann
1982a, 1982b) bestätigen nicht nur das Vorliegen der beob-
achteten Phasenhaftigkeit dieses Prozesses, sondern gleich-
zeitig auch eine weitgehende Unabhängigkeit vom Zeitfaktor.
Während die ausgeschiedenen Sedimentations- und Subsi-
denzphasen des Rifting und Spreading im Nordatlantik, z. B.
am marokkanischen Kontinentalrand zumindest das gesamte
Mesozoikum in Anspruch nehmen, sind sie an den Rändern
des wesentlich jiingeren Südatlantik im wesentlichen auf die
Kreide beschränkt.

Im vorliegenden Beitrag konzentriert sich unser Interesse
auf den Biskaya-Südrand, also auf ein Randmeer des Nordat-

lantik, dessen Entwicklung in ihrem zeitlichen Ablauf deut-
lich von der des Nordatlantik unterschieden ist. Zwar setzt
auch hier das frühe Rifting mit den für dieses Stadium kenn-
zeichnenden Redbeds und alkalinem Vulkanismus zeitgleich
mit dem zentralen Graben in der Permotrias ein, es folgt auch
noch synchron das für die Entwicklung der Schelfe wichtige
Evaporit-Stadium des späten Rifting in Obertrias und Lias,
dann aber weicht die Entwicklung beider Gebiete deutlich
voneinander ab. Während im zentralen Nordatlantik Ober-
lias und Dogger gekennzeichnet sind durch ein 1. Delta-Sta-
dium, frühe Riff- Sedimentation und einsetzendes Spreading
und während die gleichfalls signifikante Karbonatplattform-
Phase die Entwicklung im Oberen Jura kennzeichnet, sta-
gniert statt dessen die Evolution der Biskaya während des ge-

209

O 10 20 30 Km
> I I I

Abb. 1. Geologische Übersichtskarte des Basko-Kantabrikums und der N' Kehiberischen Ketten (aus
WiEDMANN 1980).

samten Jura. Flachmarine, epikontinentale Sedimente cha-
rakterisieren Oberlias und Dogger in diesem Bereich, aus dem
sich das Meer im Oberen Jura weitgehend zurückzieht.

,, Jungkimmerische" Distensionstektonik, beginnende
Salzbewegung und verstärkter terrigener Input kennzeichnen
die Entwicklung der nordatlantischen Schelfe (Jansa &
WiEDMANN 1982) im Grenzbereich Jura/Kreide und führen
zur Beendigung einer 2. terminalen Riff-Phase, wie ausge-
dehnter Karbonat-Sedimentation überhaupt. Zu diesem
Zeitpunkt vollzieht sich in der Biskaya die Entwicklung eines
Aulakogens, zunächst mit verstärkter Subsidenz im nördli-
chen Parentis-Becken.

Währenddessen verursachen die gleichen Bewegungen
auch am Südrand ein Kippschollen-Mosaik, das sich in der
späteren Becken- und Schwellengliederung der Küstenketten
immer wieder durchpaust und das zunächst den Sockel für
eine mächtige kontinentale, limnische bis brackische terrigene
,,Wealden"-Sedimentation bildet.

An diese 1 . Delta-Phase schließt sich bereits im Zeitraum
Apt/Unteralb die Karbonatplattform-Phase des Urgon an,
die sich nur lokal noch in höheres Alb fortsetzt: , , Austrische"
Distensionstektonik im Grenzbereich Alb/Cenoman beendet
schließlich die terminale Riff-Phase auf Kippschollen-Hochs
(Reitner 1982) und führt gleichzeitig zu einem ersten deutli-
chen Salinaraufstieg.

210

LOSA
.„tc-^taCELTIBERIC EBRO-M LQS VALLEY

M£^£I4^7flOL/GH 3::= , — ^^^PARAMOS -

MENA VALLEY

10 20 30km

CO '.-lOOOr

2000m

3000 m

ESTELLA
DIAPIR

EBRO i

ALTNAVARRA B.

AITZGORRI
HIGH

FLYSH TROUGH

ZARAUZ
DIAPIR

1000 m

2000 m

3000 m

Abb. 2. Querprofile durch das westliche (A) und das östliche (B)basko-kantabrische Becken zur Zelt der
Kreide/Tertiär-Grenze. Profillage A, B, s. Abb. 1. Raster: Salz; Cr,: Unterkreide.

Die 2. Delta-Phase mit ihren mächtigen terrigenen Schüt-
tungen hat auf dem nunmehrigen Biskaya-Südschelf ein
Alb-Alter. Mit im Alb gleichfalls einsetzendem Spreading,
alkahnem Magmatismus und vor allem mit der nächstfolgen-
den Phase der Haupttransgression und Faziesnivellierung
bzw. -pelagisierung ist bereits im Cenoman der Anschluß an
die Entwicklung des zentralen Nordatlantik wiederherge-
stellt. Die nun folgenden Stadien, gekennzeichnet durch Re-
gressionen, verstärkten Diapirismus, einsetzende Kompres-
sionstektonik, Faziesdiversität bis hin zur endgültigen Her-
aushebung der Küstenketten durchlaufen beide Bereiche ge-
meinsam. Auch hier haben wieder überregionale tektonische
Events (,,subherzynische" oder ,,gosavische", ,, laramische"
und schließlich ,,pyrenäische" Bewegungen) einen zumindest
korrelativen Charakter.

Doch nicht nur im geschilderten heterochronen Verlauf
seiner Subsidenzphasen unterscheidet sich der Biskaya-Trog
vom Nordatlantik. Ein gewichtiger weiterer Gegensatz be-

steht in der wenigstens vorübergehenden Entwicklung einer
Subduktionszone am Biskaya-Südrand im Grenzbereich
Kreide/Tertiär. Hiermit und mit seiner Fortsetzung in das
Pyrenäen-Orogen stellt der Biskaya-Südrand mit den Bas-
ko-kantabrischen Küstenketten einen Übergang vom passi-
ven zum aktiven Kontinentalrand dar. Diese Faktoren, aber
auch die Faziesvielfalt von Sedimenten des ehemaligen Konti-
nents bis zur Flysch-Sedimentation am Kontinentalrand, bei
guten Aufschlußverhältnissen und mit reicher Fossilführung
machen die Beschäftigung gerade mit dem basko-kantabri-
schen Küstenbecken besonders reizvoll.

Hinzu kommt, daß die stratigraphische Kontrolle der un-
tersuchten Schichtfolgen durch eine Vielzahl von Vorarbeiten
gewährleistet ist (Wiedmann 1960, 1962a, 1962b, 1964,
1980a; Ramirez del Pozo 1971; Wiedmann & Kauffman
1978). So können wir uns in der vorliegenden Untersuchung
darauf beschränken, die sedimentären Großzyklen der bas-
ko-kantabrischen Kreide-Entwicklung herauszustellen und

211

BAY OF BISCAY

Diapirs ' ^

mKm

Abb. 3. DIapirismus und großtektonischei
1980a, Garcia Mondejar 1982).

Bau der Basko-kantabrischen Ketten (nach WiEDMANN

Dia

pire von
Ramales-Laredo
Villasana de Mena

Salinas de Rosi'o

Poza de la Sal

Salinillas de Bureba

Orduna

7.
8.

Baquio-Munguia
Guernica

10.

Murguia
Salinas de Anana

11.

Penacerrada

12.

Maestu

13.

Estella

14.

Alioz

15.

Salinas de Oro

16.

Uizurrun

17. Atondo

18. Echalecu

19. Olagüe

20. Mutiloa

21. Zarauz

22. Motrico

23. Santander

24. Comillas

25. San Vicente de Barquera

26. Trevifio

27. Santa Cruz de Campezo

28. Reinosa

29. La Costana

30. La Poblaciön

31. Cilleruelo de Bezana

ZU charakterisieren und schließlich mit den postulierten Sub-
sidenzphasen zu vergleichen.

Lage, geologischer Bau und tektonische Großgliederung
des basko-kantabrischen Untersuchungsgebiets sind in
Abb. 1 wiedergegeben. N-S-orientierte Querschnitte durch
den W- und E-Teil dieses Gebiets sind - für das Ende der
Kreide - aus Abb. 2 ablesbar. Im Gegensatz zu früheren Auf-
fassungen (z. B. LoTZE 1955) werden Mächtigkeitsunter-
schiede und Salzdiapirismus hier mit der Kippschollen-Tek-
tonik des Untergrunds in Verbindung gebracht. Abb. 3 läßt
den bestehenden Zusammenhang zwischen Diapirismus und

Hauptstörungssystemen bzw. den wesentlichen tektonischen
Achsen des Basko-Kantabrikums mühelos erkennen. In
Abb. 4 schließlich sind die im folgenden verwandten Lokal-
namen zusammengestellt.

Der Fragenkomplex der Subsidenzgeschichte am Bis-
kaya-Rand ist natürlich aufs engste verknüpft mit den Pro-
blemen der Geometrie des sich bildenden Biskaya-Ozeans
und der Geodynamik der Iberischen Platte. Da diese Pro-
bleme noch immer kontrovers diskutien werden, ist es sinn-
voll, vorab die eigene Position zu präzisieren.

212

Abb. 4. Oriemierungsskizze der benutzten Lokalitätsnamen.

2. GEODYNAMIK DER IBERISCHEN PLATTE WÄHREND KREIDE

UND ALTTERTIÄR

2.1 BISHERIGE ARBEITEN

Grundsätzlich ergeben sich zwei Möghchkeiten, die Paläo-
lage der Iberischen Platte zu bestimmen und hieraus Anhalts-
punkte für die Bildungsgeschichte des Biskaya-Ozeans zu
gewinnen, nämlich über den , , Continental Fit" oder über den
Fit der Magnetanomalien. Beide Wege wurden eingeschlagen
und führten zu unterschiedlichen Ergebnissen, die bis in die
Gegenwart kontrovers erörtert werden. Carey (1958), LePi-
CHON et al. (1971), Montadert & Winnock (1971), Chouk-
ROUNE et al. (1973), Williams (1975), Choukroune (1976),
Ries (1978) und Frisch (1979) benutzten -als Exponenten des
Continental Fit - unterschiedliche Isobathen-Linien für ihre
Rekonstruktionen. Allerdings hält sich die Grenze kontinen-
taler Kruste fast nie an bestimmte Isobathen und variiert au-
ßerdem von Ozean zu Ozean. Auch lassen diese Modelle
keine Lösungen für die komplizierte Entstehungsgeschichte
der Pyrenäen erkennen, und schließlich haben Sedimenta-
tionsgeschichte und Tektonik bei der Mehrzahl dieser Rekon-
struktionen nicht ausreichend Berücksichtigung gefunden.
Auf eine ausführliche Diskussion dieser Vorstellungen wird
daher hier verzichtet.

Demgegenüber wurden neue Vorstellungen von Kristof-
fersen (1978) entwickelt und der Fit der Magnetanomalien
zur Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte be-
nutzt. Ein ähnliches Modell wurde 1979 von Sibuet & Ryan
vorgelegt. Während diese beiden Modelle im Detail noch
zahlreiche Unscharfen aufweisen - z. B. im Bereich der Pyre-
näen -, stellen die jüngeren Modelle von Boillot (1981 ) und
Grimaud et al. (1982) eine wesentliche Weiterentwicklung
dar, an die hier unmittelbar angeknüpft werden kann. Da al-
lerdings die Position der Iberischen Platte zur Zeit der ,,J-
Anomalie" (Sibuet & Ryan 1979) bei Boillot unberücksich-
tigt blieb, wird auch auf diese älteren Auffassungen im fol-
genden einzugehen sein.

Schon hier ist allerdings anzumerken, daß ein wesentlicher
Unschärfefaktor beim Magnetanomalien-Fit in der Möglich-
keit liegt, in gewissen Grenzen Verschiebungen parallel zu
den Magnetanomalien vorzunehmen. Dies ist der Grund für
die Rekonstruktion verschiedener Paläolagen trotz Berück-
sichtigung gleicher Magnetanomalien.

213

Anomalie— J

Rand,

anüanoma-

Abb. 5. Drei signifikante Entwicklungsstadien des Biskaya-Oze-
ans.

a) Vermutete „Prä-Drift" Position, „Anomalie-J
lie von kontinentaler zu ozeanischer Kruste

b) Paläoposition zur Zeit von A-33 mit ersten Kompressionsereignis-
sen

c) Subduktion und Kollision zur Zeit von A-17
(Verändert nach BoiLLOT [1981] und Grimaud et al. [1982]).
NAP: Nord-Amerikanische Platte, EP: Europäische Platte, IP: Ibe-
rische Platte, PB: Parentis-Becken, LP: Landes-Plateau, CVM
Cinco Villas-Massive (1: Rhune-Massiv, 2: Cinco Villas-Massiv, 3
Aldudes-Massiv), GB: Galicia-Bank, BO: Biskaya-Ozean, NAO
Nord-Atlantischer-Ozean, BG: Biskaya-Graben, BKB: Basko-kan-
tabrisches Becken, LDB: Le Danois-Bank, ABH: Azoren-Bis-
kaya-Hoch, PO: Pyrenäen-Ozean.

1 ozeanische Kruste

2 ergänzte ozeanische Kruste

3 ,, ausgezogener" Schelf der Iberischen Platte

4 palaeogeographische Ergänzung
Parentis-Becken
Landes-Plateau
Basko-kantabrisches Becken

3 Subduktions- bzw. Kompressionszone

6 Magnetanomalien auf der Iberischen Platte

7 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen Platte

8 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen und Europäischen
Plane

2.2 REKONSTRUKTION DER PALÄOLAGE DER
IBERISCHEN PLATTE

SiBUET & Ryan (1979) haben als älteste ,, Magnetanomalie"
entlang der W-Küste der Iberischen Platte und der E-Küste
Neufundlands die sogen. ,,J-Anomalie" verwandt, für die ein
Oberapt-Alter angenommen wurde. In Kristoffersen (1978),
MoNT ÄDERT et al. (1979a, 1979b) und Naylor & Shannon
(1982) ist diese jedoch - im E von Flemish Cap und Orphan
KnoU bzw. im W von Porcupine Ridge und Goban Spur- als
Ozean/Kontinent-Grenze interpretiert. Dieser Auffassung
wird hier gefolgt, da sie durch DSDP-Bohrungen und seismi-
sche Profile hinreichend belegt ist (Abb. 5a). Außerdem wird
die gleiche Interpretation auch auf die ,,J-AnomaIie" vor
Spanien und Neufundland übertragen. Damit aber fällt der
Zeitpunkt der Trennung der Lithosphärenplatten in die lange
Normalperiode der ,,Mid-Cretaceous Magnetic Quiet Zone"
(A-34, Unterapt-Obersanton, korrigiertes Alter n. Krumsiek
1982), so daß zur Ermittlung des Spreading-Beginns zwi-
schen Neufundland und Iberischer Halbinsel fazielle Krite-

rien herangezogen werden müssen. Es kann damit gerechnet
werden, daß sich diese Trennung auch auf den Schelfen und
ihren Liefergebieten tektono-faziell bemerkbar machte. Ein
entsprechend deutlicher sedimentärer Umbruch ist auf den
Grand Banks vor Neufundland etwa im Minelapt erkennbar
(Naylor & Shannon 1982), womit sich also ein etwas jünge-
res Alter für den Spreading-Beginn ergeben würde. Für die-
sen Zeitpunkt (Abb. 5a) wird hier eine Paläolage der Iberi-
schen Platte mit der Galicia-Bank im SW von Flemish Cap
angenommen. Diese Lage weicht von der von Sibuet & Ryan
(1979) postulierten weiter N' Paläolage der Iberischen Platte
ab, die den für die Pyrenäen erforderlichen Raum unberück-
sichtigt läßt. Dies ist von Bedeutung, da die Kruste in den Py-
renäen stark komprimiert ist.

Die Position der Europäischen Platte relativ zur Amerika-
nischen und Iberischen Platte wird durch die Charlie-
Gibbs-Fault im N und die Kontinent/Ozean-Grenze
(,, Randanomalie") vor der Goban Spur und Flemish Cap
festgelegt. Die entstehende Lücke zwischen Europäischer

214

Nördlicher Kontinentalrand
Holozän

Le Danois Bank

10 Südlicher Kontinentalrand
^ Maastricht-

Obereozän

Pyrenäen
Holozän

JR82

Abb. 6. Kontinentalrandtypen, Krustenstruktur und Subduktion. Kontinentalrand-Typen des Bis-

kaya-Ozeans (a, b)

Krustenstruktur im zentralen Pyrenäenbereich (c)

Subduktions- und Kollisionsschema im Pyrenäenbereich (d)

(a. verändert nach MONTADERT et al. [1979a]

b. verändert nach BoiLLOT et al. [1979]

c. verändert nach Daignieres et al. [198 1|).

NPS: Nord-Pyrenäen-Störung, NPÜ: Nord-Pyrenäen-Überschiebung, IP: Iberische Platte, EP: Europä-
ische Platte, PY: Pyrenäen. PO: Pyrenäen-Ozean.

1 kontinentale Kruste

2 ozeanische Kruste

3 Sedimente

4 Akkretionskeil

215

und Iberischer Platte kann im NW durch die Entzerrung des
heute stark komprimierten Schelfs geschlossen werden.

Für die endgültige Trennung der Lithosphärenplatten und
die Produktion ozeanischer Kruste in der Biskaya gibt es
ebenfalls keine direkten Hinweise durch Magnetanomalien.
Auch sie fällt in die Quiet Zone der Anomalie 34. Ein Um-
bruch der Sedimentation ist aber auch hier etwa im Mittelalb
erkennbar. Im Bereich der Kippschollen und Halbgräben der
Kontinentalränder kommt es zu einer raschen Zunahme der
Subsidenz (s. u., Abb. 17) und zu erstem Diapirismus. Her-
aushebung des Hinterlandes führt gleichzeitig zum Progra-
dieren mächtiger Delta-Systeme und damit ebenfalls zur Be-
endigung der Karbonatplattform-Entwicklung des Urgo-Apt
(s. Str.). In den französischen West- und Zentralpyrenäen
wird „Wildflysch" sedimentiert bei gleichzeitiger In- und
Extrusion alkaliner Magmen.

Aus diesen Beobachtungen wird hier der Spreading-Beginn
des E' Biskaya-Ozeans in den Zeitraum Mittel/Oberalb ge-
legt. Eine ähnliche Datierung wurde bereits von Ries (1978)
vorgenommen, während Montadert et al. (1979a, 1979b) für
den W Teil des Biskaya-Ozeans zu einem Oberapt/Unter-
alb-Alter gelangten. Demgegenüber besteht größere Über-
einstimmung bei den bisherigen Versuchen, das Spreading-
Ende im Biskaya-Ozean zu datieren. So besteht Überein-
stimmung darüber, daß lediglich Anomaiie-34 (reversed) in
die Biskaya hineinreicht. Für sie wird ein untercampanes Al-
ter angenommen (Alvarez et al. 1978). Da allerdings zwi-
schen den beiden Anomalien noch ein Streifen ozeanischer
Kruste liegt, ist das Spreading-Ende mit post- A-34 (reversed)
und prä-A-33 (reversed) zu parallelisieren. Dies ergibt etwa
Unteres Obercampan. Dieses Alter stimmt wiederum mit den
Sedimentationsverhältnissen am Südschelf gut überein. Hier
herrschen seit dem Mittelcenoman pelagische Verhältnisse
vor, die sich ab Mittelcampan grundlegend ändern. Auf dem
Nordschelf setzt die Sedimentation nach längerer Unterbre-
chung wieder ein.

Lage der Iberischen Platte und Öffnung der Biskaya zum
Zeitpunkt der Anomalie-33 sind aus Abb. 5b ablesbar.

Mit zwei Kompressionsphasen schließt die Subsidenzge-
schichte am Biskaya-Südrand weitgehend ab. Im Ober-
campan einsetzende grobklastische Schüttungen auf dem
Südschelf können auf die erste kompressive Phase zurückge-
führt werden (Boillot et al. 1979, Boillot 1981, Grimaud et
al. 1982). Sie findet eine mögliche Entsprechung in einer weit-
verbreiteten Diskordanz zwischen Santon und Campan und
teilweisem Fehlen des Untercampan in den Pyrenäen (Rica-
TEAU & ViLLEMiN 1973). Auch hier kommt es in der Folge zur
Sedimentation grobsandiger Turbidite, zur Brekzienbildung
und zu verstärktem Diapirismus. Als Ursache kann begin-
nende Subduktion am Biskaya-Südrand und in den Pyrenäen
angenommen werden.

Der Zeitpunkt der folgenden Kollision und des Endes der
Subduktion ist durch Magnetanomalien im Nordatlantik rela-
tiv exakt datierbar. Im Azoren-Biskaya-Rücken wurden alle
Anomalien bis zu A-18 von einer zweiten jüngeren kompres-
siven Tektonik erfaßt (Grimaud et al. 1982). Dies entspricht

etwa Mittlerem Eozän und ist mit einem erneuten sedimentä-
ren Umbruch in der Biskaya, den Pyrenäen und den jeweili-
gen Randgebieten parallelisierbar.

Abb. 5c gibt die Paläogeographie zur Zeit von A- 1 7 in ent-
sprechend korrigierter Form wieder.

2.3 PROBLEME DER SUBDUKTION

Nach den von Boillot et al. (1979) und Daignieres et al.
(1981) publizierten seismischen Profilen muß in den Pyrenäen
und am Biskaya-Südrand ab Obercampan mit Subduktions-
erscheinungen gerechnet werden. Für die Biskaya kann ein
S-Einfallen der Subduktionsfläche ohne Schwierigkeit rekon-
struiert werden (Boillot et al. 1979; hier Abb. 6b). Daß sich
die gleiche Einfallsrichtung der Subduktionsfläche in die Py-
renäen hinein fortsetzt (Grimaud et al. 1982), ist allerdings
nach den seismischen Profilen von Daignieres et al. (1981)
unwahrscheinlich .

Die Krustendicke südlich der Nordpyrenäen-Störung
(= Iberische Platte) ist mit 40-50 km Dicke erheblich mäch-
tiger als die Kruste nördlich dieser Störung mit etwa
25-30 km Dicke (= Europäische Platte). Dieser Sprung in
der Moho (Abb. 6c, 6d) ist auf obduzierte kontinentale Kru-
ste bei einer Kontinent/Kontinent-Kollision zurückzufüh-
ren. Die zugrundeliegende Subduktionsfläche kann dabei nur
nachN eingefallen sein (vgl. Giese & Reuther 1978: 584; hier
Abb. 6d). Diese unterschiedliche Einfallsrichtung erklärt nun
auch die riesigen Gleitdecken und den weiten Transport in
den Südpyrenäen gegenüber relativ geringen Überschie-
bungsweiten im Bereich der Nordpyrenäen. Aufgrund des
unterschiedlichen Einfallens der Subduktionsflächen in Bis-
kaya und Pyrenäen muß ein Sprung (,,Flip") der Einfallsrich-
tungen im Bereich des Cinco-Villas-Massivs (Abb. 5c) ange-
nommen werden. Unterstützt wird diese Annahme durch an-
omale Krustengeschwindigkeiten (6,4-6,7 gegenüber
6,2-6,3), ein deutliches Schwere-Hoch (Daignieres et al.
1981) und einen Sprung in der Moho der Cinco-Villas-Mi-
kroplatte auf Werte von 25-30 km (gegenüber 40-50 km in
den zentralen Pyrenäen). In Aufschlüssen äußert sich das
Schwere-Hoch durch an Störungsflächen hochgepreßte Ul-
trabasite (Lherzolite und Harzburgite), die oberem Mantel-
material entsprechen.

Ein ungefährer Wen für die Breite subduzierter ozea-
nischer Kruste des Biskaya-Ozeans ergibt sich aus ihrer
Asymmetrie. So ist der südlich des Rückens gelegene Teil um
etwa 130 km kürzer als der nördliche Teil. Der anschließende
Schelf der Iberischen Platte ist durch Kompression um etwa
die Hälfte verkürzt, verglichen mit dem am Biskaya-Nord-
rand (Abb. 6a) noch erhaltenen, durch Kippschollen ausge-
dünnten Schelf. Daß diese Werte bei der Rekonstruktion der
Paläo-Lage der Iberischen Platte zur Zeit der maximalen
Ausdehnung des Biskaya-Ozeans zu berücksichtigen sind
(Abb. 5), wurde bei den bisherigen Biskaya-Modellen nicht
beachtet.

216

3. SEDIMENTATIONS- UND SUBSIDENZPHASEN

Die kretazische Subsidenzgeschichte des Biskaya-Süd-
schelfs spiegelt sich besonders deutlich in vier sedimentären
Megasequenzen wider. Diese bieten sich damit für die Be-
schreibung dieses Prozesses an. Aus der folgenden Zusam-
menstellung ergibt sich die stratigraphische Reichweite dieser
Sequenzen:

4. Megasequenz: Maastricht - Eozän

3. Megasequenz: Coniac - Campan

2. Megasequenz: Mittelalb - Turon

1. Megasequenz: (Oxford- )Tithon - Unteralb.

Dabei wird deutlich, daß die Sequenzen eine recht unter-
schiedliche absolute Zeitdauer umfassen.

Bei der Beschreibung der Megasequenzen muß eine Be-
schrankung auf die Grundzüge der Lithologie und die signifi-
kanten Faunen- und Florenelemente erfolgen. Die Mächtig-
keitsangaben entsprechen Mittelwerten. Gleichzeitig wird
versucht, die mikrofaziellen Grundtypen zur Darstellung zu
bringen. Aus der Summe der vorliegenden faziellen und fau-
nistisch/ floristischen Daten wird schließlich versucht, das je-
weilige Environment, insbesondere die Paläobathymetrie zu
rekonstruieren.

3.1 MEGASEQUENZ 1, UNTERER TEIL =
1. DELTA-PHASE/„WEALDEN"

(Abb. 7)

Der untere Teil der Megasequenz 1 , in dem es zur Bildung
einer Wealden-ähnlichen Sedimentation kommt, hat sowohl
große regionale Verbreitung als auch die längste stratigraphi-
sche Reichweite. Diese umfaßt nicht nur Teile des höheren
Jura, sondern fast die gesamte Unterkreide. Regional er-
streckt sie sich über den Gesamtraum der Basko-kantabri-
schen Ketten hinweg bis in die N' Keltiberischen Ketten. Die
Sedimentfolge wird aus drei, im N der Provinz Burgos sogar
aus vier Einzelzyklen aufgebaut, die zunächst mit grobklasti-
schen, meist fluviatilen Schüttungen beginnen, welche "Fin-
ing upward" zeigen und schließlich in limnische, brackische
und teilweise sogar flachmarine Karbonate übergehen. Das
Auflager der Einzelzyklen ist stets diskordant, ihre überre-
gionale Korrelation nicht immer gewährleistet.

Einen wesentlichen Fortschritt in der Datierung und paläo-
geographischen Interpretation dieser ,,Wealden"-Megase-
quenz brachte die Bearbeitung der Ostrakoden und Charo-
phyten durch Brenner ( 1 976). Die in der vorliegenden Unter-
suchung herausgestellte ,,Wealden"-Entwicklung der südli-
chen Provinz Santander wurde in der Folge von Rat (1962),
Ramirez DEL Pozo (1969) und Brenner (1972) vor allem von
PujALTE (1981) eingehender untersucht. Im Bereich des varis-
zischen Las Caldas-Sattels oder Cabuerniga-Rückens
(Abb. 4) streichen hier ,,Wealden"-Sedimente flächenhaft
aus und erreichen Mächtigkeiten von etwa 2000 m. Sie lassen
sich nach Pujalte in drei Einzelzyklen gliedern, die dem Zeit-
raum Tithon-Barreme entsprechen dürften. Diesem Komplex
ist jedoch weiter im S, im Räume Sedano-Aguilar de Campöo
(Prov. Burgos) ein weiterer ,,'Wealden"-Zyklus vorgeschal-
tet, der hier marinem Callov auflagert und Oxford-Kimme-

ridge-Alter besitzt (Brenner & Wiedmann 1975, Abb. 2).
Auch er beginnt mit groben Kongiomeratschüttungen, die in
kreuzgeschichtete fluviatile Sande übergehen und schließlich
von limnischen Kalken und Mergeln mit Ostrakoden überla-

Kalk

3. ic=

Riffk.ilk

'T*--rt''

:j 0.»

*V^

- — •~r •

• 1

\ V X

Dolomit

W \

,\N N

Konglomerat

Sandstein

Ton

-S=

Mergel (mit Sidentknollen)

klastische Turbidite

'.■-' ■■ ■

Kalkturbidite

^:'' .J}'^.-

Oljix^

Vulk.inite

o o

Pillow-Laven

o o

Salze

Requicnide Rudisten

(7)

Caprinide Rudisten

Radioliten

Korallen

Ammoniten

Gastropoden

Schwämme

Echiniden

Inoceramen

Ostrakoden

-^^^

Orbitolinen

Orbitoide Großforaminiferen

Miliolide Großforaminiferen

Miliolide Foraminiferen

Planktonische Foraminiferen
Caicisphaeren

Abb. 7. Repräsentatives ,,Wealden"-Profil aus dem Raum von Santander (Verändert nach PujALTE
1981).

1; fluviatil 3: brackisch 5: flaches Subtidal

2: lakustrin 4: intertidal 6: tiefes Subtidal

218

gen werden. Diese basale „Aguilar de Campöo-Formation"
(Brenner & Wiedmann 1975) gelangte in einem frühen,
NW-SE-streichenden Grabensystem zur Ablagerung, das
gleichzeitig in Richtung der maximalen ,,Wealden"-Mäch-
tigkeiten in den Keltiberischen Ketten weist (nach Tischer
1967 mehr als 6000 m).

Im Bereich der südlichen Provinz Santander (Abb. 7) be-
sitzt der 1. ,,Wealden"-Zyklus (,,Cabuerniga-Gruppe", Pu-
JMTE 1981) bereits Tithon-Valangin-Alter (vgl. auch Reitner
& Wiedmann 1982: 65). Er entspricht damit bereits dem
2. Zyklus des Raumes Sedano und läßt damit ein Progradie-
ren der Delta-Systeme nach N, also in Richtung auf die ent-
stehende Biskaya erkennen.

Ebenfalls auf marinem Callov beginnt die Sedimentation
der Cabuerniga-Gruppe zunächst mit einem alluvialen Zy-
klus, der aus groben Gerollen, kreuzgeschichteten Sandstei-
nen, Silten und Tonen aufgebaut ist. Die sedimentären Klein-
zyklen dieser ,,Saia-Formation" (Pujalte 1981) lassen "Fin-
ing upward"- und "Thinning upward"-Sequenzen erkennen
und weisen - ebenso wie ,,low Sinuosity"-Schrägschichtun-
gen - auf das Rinnensystem eines Inselflusses hin. In Stillwas-
serbereichen finden sich gehäuft Süßwasser-Ostrakoden
(Darwinula) und Charophyten-Ooogonien. Als Alter dieser
Folge kann Tithon vermutet werden.

Die voi-wiegend fluviatile Saja-Formation wird von einem
2. Zyklus (,,Cabuerniga-Formation", Pujalte 1981) abge-
löst, der mit einem brackischen Ostrakoden-Mudstone ein-
setzt (Abb. 7. 1 ). Diese Phase dürfte dem Theriosynoecum fit-
toni-Event (vgl. Brenner & Wiedmann 1975) entsprechen,
der eine Datierung als Berrias und Parallelisierungen bis in die
Keltiberischen Ketten hinein ermöglicht. Ihm folgen die
Kalkarenite der vollmarinen ,,Bryozoen-Schichten", die ne-
ben Bryozoen-Rudstones (Abb. 7.2) vor allem auch Algen-
knollen-Kalke (Abb. 7.4) enthalten und damit neben stenoha-
linen Organismen auch brachyhaline Formengruppen enthal-
ten (u. a. Ostreen, Serpuliden, Iberinen). Diese marine In-
gression ist mit dem Schulendea-Evem im Räume Sedano
korrelierbar (Brenner & Wiedmann 1975, Abb. 2) und in
mariner Entwicklung bis in die Keltiberischen Ketten hinein
nachweisbar (,,Talveila Formation", Brenner & Wiedmann
1975: 127). Dieser Event hat Valangin-Alter.

Im "Wealden" von Santander folgt hierauf ein 2. vollstän-
diger Zyklus (,, Pas-Gruppe" p. p., Pujalte 1981), wiederum
zunächst mit einer fluviatilen Sequenz (,,Barcena-Forma-
tion"). Hier dürfte allerdings ein Mäander-Flußsystem vor-
gelegen haben, dessen Rinnensystem "high Sinuosity" zeigt.
Es folgen wiederum limnische Serien mit reicher Gastropo-
denführung („Viviparus-Schichten") und mit Ostrako-
den-MudstonesundCharophyten-Wackestones (Abb. 7.1 u.
7.3). Der obere Teil dieser ,,Vega de Pas-Formation" (Pu-
jalte 1981) wird schließlich vom "Wealden Rouge" (Rat
1963: 455) gebildet, einer Fan-Fazies, deren Rotfärbung auf
einen Übergang zu ariderem Klima hindeuten soll. Es domi-
nieren tonig-siltige Sedimente des Wattbereichs neben fluvia-
tilen Sanden und Sandsteinen mit "high Sinuosity"-Rinnen.
Dieser Zyklus dürfte etwa Hauterive-Alter entsprechen.

Die "Wealden"-Sedimentation wird abgeschlossen mit ei-
nem unvollständigen 3. Zyklus (,,Rio Yera-Formation", Pu-
jalte 1981) mit fluviatilen Sanden und Sandsteinen, die wie-
der die typischen "low Sinuosity"-Rinnensysteme eines In-

selflusses aufweisen. Diese Serie läßt keine Rotfärbung mehr
erkennen. Sie wird überlagert von intertidalen und rezifalen
Sedimenten der folgenden Urgon-Fazies und dürfte damit
etwa Barreme entsprechen.

Der hier behandelte tiefere Teil der Megasequenz 1, die
sich ± kontinuierlich in die folgende Urgon-Fazies fortsetzt,
entspricht damit gleichzeitig der , , 1 . Delta-Phase" der Subsi-
denzgeschichte (Wiedmann 1982a, 1982b). Das Fehlen einer
jurassischen Vorgeschichte und die progradierende Verlage-
rung der einzelnen Delta-Systeme und damit auch Mächtig-
keiten machen deutlich, daß für die Initialentwicklung des
Biskaya-Kontinentalrandes "sedimentary Onload" (Dietz
1952, Bott 1980) nicht verantwortlich gemacht werden kann.
Distensionstektonik und ein resultierendes Graben/Horst-
bzw. Kippschollenrelief (z. B. Cabuerniga-Hoch) waren
zweifellos vorgegeben und einzelne Horste auch bereits als
Sedimentlieferanten erkennbar. Die charakteristische Zu-
nahme terrigener Schüttungen wird durch resultierende Re-
liefversteilung ausreichend erklärt. Damit kann Mantel-Do-
ming im Sinne der ,, Thermal Hypothesis" (Sleep 1971) auch
für die Bildung des Biskaya-Grabens angenommen werden.

Inwieweit der mit dem Doming verbundene Streß von der konti-
nentalen Kruste aufgenommen wird oder es zu einem ± weitgespann-
ten Plate-Tilting kommen kann, bedarf weiterer Überlegungen und
Untersuchungen. Immerhin ist bemerkenswert, dal? der ersten zu
beobachtenden Aufwölbung und Grabenbildung im Südatlantik
während des höchsten Jura marine Transgressionen sowohl am ost-
afrikanischen Kontinentalrand als auch der Begmn des jungmesozoi-
schen marinen Zyklus der Anden entspricht (WiEDMANN 1980b,
1982c). Entsprechendes ist an der Iberischen Platte zu beobachten,
wo ebenfalls dem Riftstadium der Biskaya im N ein transgressives
Peak der Entwicklung am prä/subbetischen Südrand entspricht
(Wiedmann 1965, Allemann et al. 1975).

Eine Komplikation der Biskaya-Entwicklung stellt aller-
dings das Aulakogen-Stadium dar mit der Herausbildung des
Parentis-Beckens im NE (Winnock 1971) und der Anlage ei-
nes weiteren Grabensystems im S des Landes-Hochs, dem
basko-kantabrischen Becken.

Bemerkenswert ist auch die überregionale Häufung disten-
siver Tektonik im Grenzbereich Jura/Kreide, die damit an
Stilles (1924) in anderem Sinne gebrauchte ,,jungkimmeri-
sche Phase" erinnert. Sie findet sich nicht nur in weiter Ver-
breitung an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & Wied-
mann 1982), sondern auch im zentralen Graben des Südatlan-
tik (Wiedmann 1980b), ebenso wie auch im Mediterran
(Wiedmann et al. 1982c). Ihre Auswirkungen sind dabei recht
unterschiedlicher Art: beginnende Graben-Entwicklung in
Biskaya und Südatlantik, Beendigung der Karbonatplatt-
form-Entwicklung am marokkanischen Schelf (Wiedmann et
al. 1982c), beginnender Salzdiapirismus an den nordatlanti-
schen Kontinentalrändem, aber auch in NW-Deutschland,
Beendigung karbonatischer Beckensedimentation im Medi-
terran und eventuell auch flachmarine Transgressionen und
andesitischerMagmatismus in den Anden (Wiedmann 1980b,
Brandt et al. in Druckvorber.). Im Bereich des zentralen Bis-
kaya-Rifts stellen sich mit dem Thhon bereits die ersten pela-
gischen Becken-Sedimente ein (Calpionellen-Fazies, Durand
Delga et al. 1973), am entstehenden Südschelf werden die
teilweise beträchtlichen Subsidenzraten von der terrigenen
Sedimentation ± ausgeglichen. Diapirismus ist zu diesem
Zeitpunkt im basko-kantabrischen Raum noch nicht erkenn-
bar, an der Sedimentation im Schelfbereich daher auch nicht

219

beteiligt. Es kann jedoch vermutet werden, daß die Salzbewe-
gung mit den jungkimmerischen Bewegungen auch hier in
Gang gesetzt wurde.

Die Biota - insbesondere Mikrobiota - werden durch die
für den Übergangsbereich kontinental/marin charakteristi-
schen Organismengruppen ausgefüllt: Cyanophyceen, Cha-
rophyten, Ostrakoden, Serpuliden, Mollusken, Bryozoen.
Sie sind naturgemäß auf die Bereiche der Mud-, Silt- und Kar-
bonat-Sedimentation beschränkt, finden sich hier aber teil-
weise in überraschender Dichte, was die Bildung von Erdöl-
muttergesteinen begünstigt hat (z. B. ölfeld von Ayoluengo
bei Sedano, Prov. Burgos). Einschneidende Zäsuren der or-
ganischen Entwicklung sind weder an den Grenzen der Ein-
zelzyklen, noch an der ,,Wealden"-Obergrenze erkennbar.

3.2 MEGASEQUENZ 1, OBERER TEIL =
URGON-KARBONATPLATTFORM-PHASE

(Abb. 8)

Im oberen Teil der Megasequenz 1 wird die bisherige
,,Wealden"-Sedimentation von weitaushaltenden Karbonat-
plattformen abgelöst. Diese karbonat-dominierte Urgon-Fa-
zies ist jedoch auf den Nordteil der Basko-kantabrischen Ket-
ten beschränkt, während im S und in den nördlichen Keltibe-
rischen Ketten im entsprechenden Zeitraum (Apt-Unteralb)
nicht sedimentiert wurde bzw. lokal geringmächtige Weal-
den-ähnliche Sedimentation anhielt. Die Urgon-Phase gehört
zu den bestuntersuchten des Basko-Kantabrikums (Rat 1959,
Ramirezdel Pozo 1971, Pascal 1976, 1982, Garcia Monde-
jAR 1979, Rat & Pascal 1979). Sie ist wiederum in drei Ein-
zelzyklen gliederbar, die allerdings nicht überall vollständig
entwickelt sind.

Das 1. Urgonstadium entspricht etwa Unterem Apt (Be-
doul). Hier hält der feinklastische Sedimentationscharakter
als wichtiger ökologischer Faktor zunächst noch an. Dies hat
zur Folge, daß sich im Bereich der entstehenden Plattformen
zunächst nur Organismen ansiedeln können, die keine be-
sonderen Ansprüche an ihr Environment stellen. Es sind dies
in erster Linie dickschalige Rudisten (Monopleura, Toucasia:
Abb. 8.3), die Stillwasser-Bioherme bilden. Hervorragend
aufgeschlossen findet sich dieser Faziestyp in den- Steinbrü-
chen bei Ereno (Guernica, Prov. Biskaya). Daneben finden
sich insbesondere Großforaminiferen (Pal-, Praeorbitolina,
Iraqia: Abb. 8a), aber auch agglutinierende Kleinforaminife-
ren (Textulariiden, Ataxophragmiiden: Sahaudia minuta, Li-
tuoliden: Pseudocyclammina), Dasycladaceen (Salpingopo-
rella, Cylindroporella: Abb. 8.2) und Cyanophyceen mit ver-
kalkenden Zellfäden (Cayeuxia: vgl. Abb. 7.4). Hermarype
dendroide Korallen treten nur untergeordnet in Bankfazien
an den Plattformrändern auf, meist vergesellschaftet mit
Stromatoporen, krustosen Squamariaceen (Ethelia alba),
Austern u. a. Ein solcher Plattformrand ist besonders gut am
Westrand des Aitzgorri-Massivs entwickelt.

Ein weiteres Charakteristikum des 1. Urgonstadiums ist
seine Fazieskonstanz. Die unterschiedlichen Mikrofazies-
Typen (Abb. 8) finden sich in weiter Verbreitung, wobei
hoch-energetische Fazien (Grainstones, Rudstones) weitge-
hend fehlen und Mikritfazien zusammen mit Bafflestones
(Rudisten-Stillwasser-Bioherme) überwiegen. Neben den

dargestellten Faziestypen wären noch Milioliden-Wacke-
und Packstones und Dasycladaceen-Mudstones zu nennen.

Dieser Faziestyp hat seine größte regionale Verbreitung in
den NW' Basko-kantabrischen Ketten (G.arcia Mondejar
1979). Die meist weitaushaltenden und zum Teil restriktiven
Karbonatplatrform-Lagunen gehen lateral in flachmarine
Beckenfazies über, die zum Teil euxinischen Charakter be-
sitzt. Hier handelt es sich um gebankte, stark tonige Mudsto-
nes mit gelegentlicher Ammonitenführung (,,Parahoplites-
Schichten": Deshayesites) und Ostrakoden. Seine größte
Ausdehnung und Mächtigkeit besitzt dieses erste Urgonsta-
dium im Bereich der Biskaya-Synkline (Abb. 3), aus der Riff-
karbonate nur als Ausnahme bekannt sind. Diese Ausnahme
ist eine kleine Karbonatplattform bei Mutiloa im N des Aitz-
gorri-Massivs. Aus Reflexionsseismik undunveröff. Bohrda-
ten ergibt sich, daß es sich um eine Brachyantikline handelt,
die im Kern Keupersalz enthält. Diese kleine Plattform liefert
damit den frühesten Nachweis von Salzdiapirismus im bas-
ko-kantabrischen Raum.

Mit Ende des Unterapt kommt es zu verstärkter Dehnungs-
tektonik, die zum Zerbrechen der Unterapt-Plattformen
führt. Das Horst/Graben- und Kippschollen-Relief wird ver-
stärkt, und es kommt erneut zu grobklastischen, zum Teil
deltaischen Schüttungen (,,Landa-Sandstein") aus dem SW
Meseta-Festland. Dies ist der Beginn des 2. Urgonstadiums,
das Mittlerem Apt (Gargas) entsprechen dürfte und das zu-
nächst zu einer Verschüttung küstennaher Plattformen fühn,
aber auch zu Verkarstung, Dolomitisation und Sulfidverer-
zung (z.B. Reocin b. Santander) im Bereich der Kippschollen
und Horste. Auf exponierten Horsten und Kippschollen
kann es zur Bildung kleinerer Inselplattformen mit hermaty-
pen Korallen-Framestones (Abb. 8.4) und zentralen La-
gunen. Neben den bereits im Unterapt verbreiteten Vergesell-
schaftungen und Fazien ist vor aUem die Riffkern-Fazies cha-
rakterisiert durch hermatype plattige Korallen: Microsolena
u. a., V.m%Xost Cor AlmAceen: Archaeolithothamnium, Calci-
spongien und Chaetetiden. Bei den Großforaminiferen ist das
Einsetzen von Mesorbitolina auffallend, bei den Rudisten das
caprinuloider Formen (Polyconites). In den Zwischenriff-Be-
reichen bleibt die ,,Parahoplites"-¥azies erhalten, allerdings
nun mit ersten planktonischen Foraminiferen.

Die Plattformen des 2. Urgonstadiums sind vor allem im
NE der Basko-kantabrischen Ketten (Txindoki, Sierra de
Aralar, Aitzgorri p. p.) verbreitet.

Das nächstfolgende 3. Urgonstadium ist durch das Nach-
lassen der grobklastischen Sedimentation bei gleichzeitig an-
haltender tektonischer Aktivität gekennzeichnet. Dies führt
zu einem Wiedereinsetzen der Plattform-Fazien im Küsten-
bereich, während die Inselplattformen weiterhin persistieren.
Die Organismen-Vergesellschaftung des Mittelapt bleibt im
wesentlichen erhalten. Allerdings entwickeln sich als neues
Florenelement in größerem Umfang artikulare Rotalgen: Pa-
raphyllum (,,Vimport-Flora"). Bei den Sandschalern kommt
es zur Entwicklung komplizierter Lituoliden (Pseudochoffa-
tella), bei den Orbitolinen überwiegen wieder einfachere
Formen Simplorbitolina) ■ Leitformen liefern außerdem die
jetzt häufigeren planktonischen Foraminiferen (Leupoldina,
Globigerinelloides) , die mit den weiterhin seltenen Ammoni-
ten (Parahoplites) die in Becken persistierende Mergelfazies
charakterisieren. Aus ihnen ergibt sich für dieses 3. Urgon-
stadium ein Oberapt (Clansay)-Unteralb-Alter.

URGON

Mikrofazies

^^-^-fe-:^;

b^'^ ^

<«.' '

Microsolena-Framestone

Toucasia-Baf fiestone

Dasycladacea-Wackestone

„Orbitolina- Wackesfone

Abb. 8. Synthetisches Profil der Urgon-Fazies des basko-kantabrischen Beckens
1: Kontinental/ fluviatil 3: flaches Subtidal 5: Slope

2: Delta/intertidal 4; tiefes Subtidal 6; Becken

221

Das 3. Urgonstadium ist gleichfalls im Aralar-Massiv ver-
breitet, außerdem im Riffkalk von Iciar (Prov. Biskaya) und
im Kalk von Landa (Prov. Alava).

Aus diesem kurzen Abriß der Entwicklung des höheren
Teils der Megasequenz 1 wird die unterschiedliche Ge-
schichte der Urgon-Plattformen des Biskaya-Schelfs gegen-
über den oberjurassischen Karbonatplattformen an der Peri-
pherie des Nordatlantik (Jansa & Wiedmann 1982) deutlich.
Während sich hier über einen längeren und tektonisch inakti-
ven Zeitraum hinweg ausgedehnte Plattformen entwickeln
konnten, war die Entwicklung am Südrand der Biskaya ver-
gleichsweise kurzfristig und von anhaltenden distensiven Be-
wegungen und zunehmender Subsidenz begleitet. Diese Vor-
gänge konnten sogar zu einem intermittierenden Zerbrechen
der Urgon-Plattformen führen, so daß sich eine zusammen-
hängende Schelfplattform nicht zu entwickeln vermochte. Im
Gegenteil gelang es dem primären Graben/Horst- und Kipp-
schollen-Relief immer wieder, sich in Form von Inselplatt-
formen durchzupausen.

Im Gegensatz zum ,,Wealden" ist die Urgon-Sedimenta-
tion von einem Nachlassen terrigener Schüttungen bestimmt,
wobei die Sedimentation - im N der Basko-kantabrischen
Ketten - die weiterhin mäßige Subsidenz nicht mehr kompen-
siert. Die nun voll-marine Entwicklung führt zur Dominanz
stenohaliner Formen, insbesondere in den Riff- und Bek-
ken-Fazien. Demgegenüber zeigen die Mikrobiota der lagu-
nären Bereiche weiterhin starke Beziehungen zu den zuvor
behandelten ,,Wealden"-Biotopen. Selbst die Rupturen der
Plattform-Entwicklung führen nur zu einem vorübergehen-
den Aussetzen riffbildender Organismengruppen. Nahezu
alle Biotope setzen sich außerdem in den basalen Teil der fol-
genden Megasequenz 2 hinein fort.

Im Detail läßt sich eine interessante Evolution der faziellen
Entwicklung der Karbonatkomplexe erkennen. Im Unterapt
beginnt diese Entwicklung zunächst mit der Herausbildung
eines ,, unreifen" Plattformtyps, charakterisiert durch das
Fehlen typischer Riffstrukturen mit hermatypen Gerüstbild-
nern. Aus ihnen gehen im Oberapt und Unteralb echte Riff-
komplexe hervor, die auf tektonisch exponierten küstenfer-
nen Stellen als Inselplattformen, in Küstennähe als Barriere-
Riffe entwickelt sein können. Eng verbunden mit dieser fa-
ziellen, aber auch Biotop-Entwicklung ist die Evolution der
Riffbildner bzw. anderer Flachwasser-Organismen. Insbe-
sondere die fazies-sensitiven Algen und benthonischen Fo-
raminiferen lassen deutliche Verschiebungen der Evolutions-
geschwindigkeit in den unterschiedlichen Karbonatkom-
plex-Typen erkennen. In den ,, unreifen" Bedoule-Plattfor-
men zeigen insbesondere die Dasycladaceen und Großfora-
miniferen eine hohe Evolutionsgeschwindigkeit, während sie
später in den reifen Riff-Karbonatkomplexen des Oberapt
keine wesentliche Rolle mehr spielen. Hier setzen dagegen
mit erhöhter Diversität die Rotalgen ein und erreichen ihr er-
stes Maximum. Neben einer Vielzahl krustoser Formen tre-
ten erstmals in größerem Umfang artikulate Formen auf
(,, Flora Vimport").

Schließlich verdient Beachtung, daß Karbonatplattformen
sich offenbar bevorzugt gegen Ende sedimentär-tektonischer
Großzyklen (Megasequenzen) entwickeln. Dies trifft hier
zunächst für das Ende der Megasequenz 1 zu, in geringerem
Umfang aber auch in der höheren Oberkreide des basko-kan-
tabrischen Kontinentalrandes, mit Ende der Megasequenz 2.

3.3 MEGASEQUENZ 2, UNTERER TEIL =

2. DELTA-PHASE

(Abb. 9)

Die Grenze Unteralb/Mittelalb fällt mit einem Maximum
distensiver Tektonik (,,austrische" Bewegungen) zusammen,
die zu einer verstärkten Ausdünnung kontinentaler Kruste an
den Konttnentalrändern des Biskaya-Grabens und- im Zen-
tralgraben - zu einer endgültigen Trennung der Lithosphä-
renplatten geführt haben dürfte. Die Entwicklung der bereits
bekannten Horst/Graben-Strukturen, Kippschollen und
Halbgräben setzt sich zunächst verstärkt fort. Die tektoni-
schen Bewegungen haben vielfach zu Diskordanzen geführt,
die gleichzeitig einen scharfen sedimentären Wechsel markie-
ren, den Übergang vom transgressiven höheren Teil der Me-
gasequenz 1 zur stark regressiven Basis der Megasequenz 2
(Abb. 9).

Die Sedimentation der Megasequenz 2 beginnt im Mittelalb
der zentralen Basko-kantabrischen Ketten mit grob- bis fein-
klastischen Deltaserien (,,Complexe greseux supra-urgoni-
en" Rat 1959) als unmittelbarer Folge der „austrischen" Re-
liefversteilung. Im äußersten S und den Keltiberischen Ketten
gelangen gleichzeitig mächtige fluviatile Serien (,,Utrillas-
Schichten") zur Ablagerung (Saeftel 1960). Im Bereich der
Biskaya-Synkline gehen die Deltaserien allmählich in Prodel-
ta-Tone und veremzehe Turbiditserien über. In der Deva-
Synkline im äußersten N der Basko-kantabrischen Ketten
werden gleichzeitig mächtige Turbidite (,,Flysch noir de
Deva") sedimentiert, die jedoch Transportrichtungen aus
dem N erkennen lassen (?Landes-Block oder ein weiteres Ba-
sement-Hoch). Voort (1964) hatte die Existenz eines Bis-
kaya-Massivs vermutet. In der Folgezeit haben sich vor allem
Feuillee (1967, 1971), Aguilar Tomas (1971) und Reitner
(1980, 1982) mit dem Supra-Urgon beschäftigt.

Auch im Unteralb paust sich die Kippschollen-Morpholo-
gie des Untergrundes in der allmählich manifest werdenden
NW-SE-streichenden Becken- und Schwellengliederung des
basko-kantabrischen Kontinentalrandes durch. Die Subsi-
denz der Becken ist zum Teil beträchtlich; sie kann in Mittel-
und Oberalb bis zu 4000 m erreichen (Abb. 17). Weitgehend
halten sich dabei Subsidenz und Sedimentation die Waage.
Auf den Schwellen erfolgt die Absenkung zunächst langsa-
mer, teilweise (SE' Aitzgorri-Massiv) muß sogar mit einem
Auftauchen der Urgon-Plattformen und Verkarstung ge-
rechnet werden. An den Kippschollen-Rändern finden sich
zum Teil große Olistostrome von Urgonkalken verschiede-
nen Alters in klastischem Mittelalb (z. B. mehrere 100 m
große Blöcke am W-Rand des Aitzgorri-Hochs).

Karbonatfazien finden sich im Mittelalb nur vereinzelt, so
in den Randgebieten im E (Lacunza/Sierra de Aralar, Ramirez
DEL Pozo 1971) oder in Form geringmächtiger Biostrome im
W (Comillas, Feuillee 1967, 1971).

Der generelle transgressive Trend zum Oberalb ist bereits
in den hangenden Partien des klastischen Supra-Urgon mit
der Bildung von Orbitolinen-Wackestones (Abb. 9.1) er-
kennbar. Insgesamt bleibt dieses 1 . Stadium des Supra-Urgon
jedoch durch das Vorherrschen terrigenen Inputs und siliko-
klastischer Turbidite charakterisien und entspricht damit der
2. Delta-Phase.

Abb. 9. Profil des „Supra-Urgon" der Albeniz-Eguino-PIcUtform im SE des Aitzgorri-Massivs (Prov,
Alava). Ziffern 1-6 s. Abb. 8.

223

Die einsetzende räumliche Differenzierung wird im fol-
genden 2. Stadium des Supra-Urgon deutlich verstärkt. Das
in Abb. 9 wiedergegebene Faziesdiagramm dieses Zeitraums
trifft strenggenommen nur für den Bereich der Albeniz-Egui-
no-Plattform (Reitner 1980, 1982) zu. Sie liegt im SE des
Aitzgorri-Sattels (Abb. 4) und dürfte der größte Riffkomplex
des Oberalb sein (Mächtigkeit: 500 m, geschätzte Ausdeh-
nung: mehrere 100 km^). Zu ähnlichen, ausgedehnten flach-
marinen Karbonatfazien kam es während des Oberalb auf
Kippschollen bzw. Diapirdächern.

Die Organismenführung dieser Oberalb-Riffe und -Bio-
strome weicht von der des Urgon nur geringfügig ab: die Di-
versität der Rotalgen (Abb. 9.3) ist höher, die der Dasyclada-
ceen wesentlich geringer. Als wichtiges neues Faunenelement
treten in den Riffkem-Bereichen vermehrt Mg-Kalzit-Sklero-
spongier hinzu. In den Lagunen werden Capriniden (Caprina
choffati: Abb. 9.2) häufig. Auch hier hat sich infolgedessen
kein qualitativer Wandel vollzogen; die Faunen imd Floren
der Urgon- und Supra-Urgon-Riffe sind kontinuierlich mit-
einander verbunden.

Um so schärfer ist der Wechsel, der sich im höheren Teil
des Albeniz-Eguino-Riffs durch Floatstone-Sedimentation
(Abb. 9.4) bemerkbar macht. Etwa an der Oberalb/Vra-
con-Grenze deutet sich überregional ein deutlicher sedimen-
tärer Umbruch an. Er ist charakterisiert durch eine konstant
zunehmende Subsidenz bei gleichzeitig verstärkt einsetzen-
der ieinklastischer Sedimentation. Beides wirkt sich beson-
ders auf den Hochschollen aus, wo die Sedimentation von
Riffkarbonaten ein Ende findet. Die Sedimente der Inselplatt-
formen zeigen retrograde Zyklen. Die lokal bereits im Vracon
einsetzende Mergelsedimentation mit Cephalopoden und
planktonischen Foraminiferen zeigt offen-marine Verhält-
nisse an. Das beginnende Biskaya-Spreading (s. Abschnin 2)
zeigt nun erste Auswirkungen auch auf die Schelfe.

,,Sedimentary Onload" beginnt jetzt insofern eine Rolle zu
spielen, als nun - in deutlichem Zusammenhang mit ,,austri-
scher" tektonischer Aktivität - Absenkung und Sedimentauf-
last im Bereich der Schelfe zur verstärkten Mobilisierung der
Keupersalze im Untergrund führen. Im höheren Alb ist das
erste Maximum dieses einsetzenden Diapirismus erkennbar.
Auch auf den Diapirdächern können sich im- Vracon noch-
mals kleinere Riffplattformen bilden, die - bei einem Einbre-
chen des zentralen Diapirbereichs - die Struktur von Atollen
besitzen können. Die beim Aufbrechen der Diapire zu erwar-
tenden Ton- und Salzaustritte beeinflussen die Organis-
men-Diversität deutlich negativ. In den zentralen Lagunen
werden häufig bioklastenfreie Mudstones (Loferite) sedimen-
tiert; Rotfärbung der Sedimente ist verbreitet. Diese Diapir-
Riffe stellen als Reliktvorkommen der Urgon-Fazies und ih-
rer Organismen- Vergesellschaftungen letzte Vorkommen
dieser Art im Bereich der basko-kantabrischen Tröge dar. Sie
werden - oft von Hartgründen getrennt - ebenfalls von den
pelagischen Sedimenten des Unteren Cenoman überwältigt.
Sie dürften überwiegend ein Vracon-Alter haben. Ein gut un-
tersuchtes Beispiel stellt das Caniego-Riff am N-Rand des
Diapirs von Villasana de Mena dar (Schröder 1980, Reitner
1982; hier Abb. 14).

Im Gegensatz zur erhöhten Faziesdiversität im Oberalb ist

das Untercenoman von beginnender Faziesnivellierung ge-
kennzeichnet. Weite Teile des basko-kantabrischen Schelfs

werden nun von monotoner Ton- und Mergelsedimentation
erfaßt, die insbesondere in den Becken große Mächtigkeiten
erreicht. Teilweise knollige Sideritlagen sind vielfach einge-
schaltet, untergeordnet auch karbonatische Turbidite. Ledig-
lich im Bereich der Deva-Synkline hat die Sedimentation sili-
koklastischer Turbidite durch das Alb hindurch angehalten.

Offen-marine Bedingungen werden in der von nun ab rei-
chen pelagischen Fauna deutlich; in den Mikrofaunen domi-
nieren planktonische Forammiferen (Abb. 9.5), in den Ma-
krofaunen Cephalopoden und Inoceramen. Irreguläre Echi-
niden sind gleichfalls weit verbreitet (Raabe 1965, 1966). Da-
mit sind ideale Voraussetzungen für die biostratigraphische
Korrelation gegeben (Wiedmann & Kauffman 1978).

Megasequenz 2 und insbesondere der hier behandelte tie-
fere Teil sind durch ihren deutlich transgressiven Charakter
gekennzeichnet, der der globalen Mittelkreide-Transgression
(vgl. Sliter 1976) entspricht. Im Mittelalb kann sich eine 2.
Delta-Phase entwickeln, in der die Absenkung noch durch die
Sedimentation ausgeglichen wird. Der starke terrigene Input
und die gleichzeitig zunehmende Subsidenz bedeuten das
Ende der urgonen Riff- und Karbonatsedimentation, die nur
noch lokal - auf Hochschollen bzw. Diapirdächern - günstige
Bedingungen fand, um noch bis zur Cenoman-Basis zu persi-
stieren. Im Oberalb, insbesondere ab Vracon (Abb. 9) setzt
dann eine kontinuierliche Eintiefung des basko-kantabri-
schen Schelfs ein, die bis ins Oberturon anhält und während
der die Sedimentation nicht mehr mit der Absenkung Schritt
hält (Abb. 17). Die pelagische karbonatdominiene Becken-
sedimentation des Mittelcenoman (,,Flysch ä boules" d.
franz. Autoren) stellt noch einmal einen letzten überregional
verbreiteten Marker-Horizont dar (Abb. 9.5) und wird hier
als Begrenzung zum folgenden höheren Abschnitt der Mega-
sequenz 2 verwandt. Von diesem Zeitraum ab verläuft die
Entwicklung der ELnzelbecken so uneinheitlich, daß die Wei-
terentwicklung dieser Becken getrennt abgehandelt werden
muß.

Festzuhalten bleibt, daß die beschriebenen Prozesse am
basko-kantabrischen Schelf, u. zw. die ,,austrische" Disten-
sionstektonik ebenso wie das Einsetzen der Mittelkreide-
Transgression verursacht werden durch einen verstärkten
Spreading-Event im Bereich der mittelozeanischen Rücken,
deren Bildung sich im höheren Alb auch in die Biskaya hinein
verlagert hat und hier zu einer Trennung der Lithosphären-
platten geführt haben dürfte (s. Abschnitt 2). Hervorzuheben
ist ferner, daß erst die Verstärkung der Subsidenz ab Oberem
Alb nun auch zu einer deutlichen faunistisch/ floristischen Zä-
sur geführt hat, insofern vor allem die Gerüstbildner der Ur-
gon-Riffbiotope nachkommenlos erlöschen und in ihrer
Mehrzahl vergleichbare Biotope der höheren Kreide nicht
mehr zu besiedeln vermögen. Demgegenüber setzt während
des Alb - ohne jeden Zweifel in Abhängigkeit von der weit-
greifenden Mittelkreide-Transgression - eine extreme Plank-
tonblüte (Foraminiferen, Calcisphären, Coccolithen) ein, die
in einer erhöhten Densität dieser Organismengruppen zum
Ausdruck kommt.

224

3.4 MEGASEQUENZEN 2 (OBERER TEIL) - 4 =

MAXIMALTRANSGRESSION UND

REGRESSIONS/KOMPRESSIONSPHASEN

(Abb. 10-13)

Für die weitergehende Diskussion scheint es sinnvoll, die
Megasequenzen der Oberkreide und des Alttertiärs zusam-
menfassend zu behandeln, dafür aber eine regionale Tren-
nung vorzunehmen und die vier wesentlichen Sedimenta-
tionsräume des Basko-Kantabrikums separat zu behandeln.

Über diesen Bereich liegen zahlreiche Vorarbeiten vor, von
denen hier nur eine Auswahl herausgegriffen werden kann:
R.M 1959, 1982; Mangin 1960; Wiedmann 1960, 1962a,
1962b, 1980a, 1982a, 1982b; Herm 1965; Feuillee 1967, 1971;
Ramirez DEL Pozo 1971, 1973; Rodrigo & Alvarez 1972;
Kruit et al. 1975; Wiedmann & Kauffman 1978; Lamolda et
al. 1981; Plaziat 1981 u. a.

3.4.1 Becken von Vitoria
(Abb. 10)

Im Becken von Vitoria (Abb. 4), im zentralen Teil des bas-
ko-kantabrischen Schelfs, werden große Mächtigkeiten vor
allem der mittleren Oberkreide akkumuliert. Tieferer und
höherer Teil der Oberkreide sind demgegenüber unvollstän-
dig entwickelt (Abb. 10).

3.4.1.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression

Beginnend mit der Fazies des ,,Flysch äboules" (Abb. 9.5)
setzt sich hier im Mittel- und Obercenoman die Sedimenta-
tion pelagischer Mergel fort. Sie zeichnen sich durch reiche
Foraminiferenführung aus, wobei die Planktonten mit bis zu
90% Rotaliporen deutlich dominieren. In die pelagische
Grundsedimentation sind feinkörnige Kalkturbidite (Silt-
und Tonfraktion) eingeschaltet mit Bankmächtigkeiten um
20 cm. Die Bänke zeigen eine kugelig-knollige Verwitterung
(,,Flysch ä boules"). Ihre Gradierung ist in basalen Siltlagen,
Convolute Bedding und Laminationen (Tb-Td) erkennbar,
die sich - ebenso wie massivere Bänke ohne Sedimentstruktu-
ren (Ta) - gut in das Faziesmodell für feinkörnige Turbidite
(Piper 1978) einordnen lassen. Slumping-Strukturen, die zu-
mindest die Hangrichtung angeben, lassen einen Transport
von NW nach SE erkennen. Schwarzschieferhorizonte wei-
sen auf Stagnationsphasen im Becken hin. Die Kalkturbidite
enthalten nur selten organische Reste, sind aber meist so stark
durchwühlt, daß die ursprünglichen Sedimentstrukturen oft
nicht mehr erkennbar sind.

Das Becken von Vitoria kann als Intraschelf-Becken gedeu-
tet werden. Eine stärker randliche Position läßt das Cenoman
im Räume Murguia erkennen, vermutlich bedingt durch eine
erste Aufwölbung des Murguia-Diapirs (Abb. 3). Hier sind
in die normale Mergelsedimentation Lagen mit Komponen-
ten in Arenitfraktion eingeschaltet. An dieser sind insbeson-
dere große agglutinierende Foraminiferen (Lituoliden), Pra-
ealveolinen und Austern beteiligt, ebenso wie Extrakosten
aus Plattformsanden. Beach-Rocks in diesen Extraklasten
scheinen sogar Auftauchphasen im Herkunftsgebiet zu do-
kumentieren.

Im Turon des Beckens von Vitoria wird die Sedimentation
der Kalkturbidite abgelöst von geringmächtigen pelagischen

Kalken, die teilweise Globotruncanen-Packstones und
-Wackestones (Dkarinella, Marginotruncana: Abb. 10.1)
darstellen. Ein im Grenzbereich Unter/Mittelturon weit ver-
breiteter Hardgrund (vgl. Wiedmann 1975, Taf. 1, Fig. 1)
dürfte auf das Maximum der Transgression hinweisen. Das
Obenuron, das weithin bereits wieder regressive Züge trägt,
ist im Becken von Vitoria bisher nur ungenügend charakteri-
siert. Das Turon ist überhaupt in zahlreichen Profilen sehr ge-
ringmächtig (z. B. am Diapir von Murguia) und keilt nach N
hin aus, während es nach W und S hin rasch mächtiger wird
(z. B. Bohrung Castillo 5,5 km S' Vitoria).

3.4.1.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase

Diese Megasequenz umfaßt den Zeitraum Coniac, Santon
und Campan. Sie wird von einem regressiven Halbzyklus ge-
bildet, in dem es zu monotoner pelagischer Mergelsedimenta-
tion kommt. In diese Hintergrundsedimentation sind im Co-
niac grob- bis feinkörnige Kalkturbidite in weiter Verbrei-
tung eingeschaltet (Abb. 10). Die hier nur geringe autoch-
thone Sedimentation ist von den allochthonen Sedimenten
nur mit Mühe unterscheidbar. Ein Channel- Ausgang ist z. B.
bei Guevara (20 km E' Vitoria) gut aufgeschlossen. Hier be-
trägt die Bankmächtigkeit maximal 40 cm und die Größe der
Komponenten erreicht oft mehrere cm. Von Lage zu Lage va-
riabel enthalten diese Kalkturbidite Reste von Austern, Echi-
nodermen, Bryozoen, Algen, benthonische (Lituoliden, Mi-
lioliden) und planktonische Foraminiferen, Ostrakoden,
Gastropoden und eine reiche, sehr diverse Schwammfauna
(überwiegend Lithistiden und Choristiden, seltener hexacti-
nellide Formen).

Die Abnahme der Korngröße von W nach E läßt erkennen,
daß die Turbidite in der Beckenlängstachse eingeregelt sind.
Slumping-Strukturen, intraformationelle Diskordanzen,
synsedimentäre Abschiebungen und Überschiebungen wei-
sen auf einen von N nach S geneigten Hang hin und damit auf
eine Herkunft des Materials von einer Karbonatplattform im
Bereich des Aitzgorri-Hochs. Diese Schüttungsrichtung wird
durch Flutecasts und Dunes gestützt. Vereinzelt treten rote
idiomorphe Quarze und rote Tonfetzen auf, die möglicher-
weise auf durchbrechende Triasdiapire hinweisen.

Im Santon setzt die Sedimentation von Kalkturbiditen aus,
die pelagische Entwicklung (mit Planktonanteilen in der Fo-
raminiferenfauna von etwa 60%) dominiert. Irreguläre Echi-
niden sind eine häufige Faunenkomponente dieses Fazies-
raumes; sie werden ab Obersanton wieder häufiger.

Im Mittelcampan schalten sich lokal bis zu 30 m mächtige
Kalkarenite und Kalkrudite ein. Bei diesen handelt es sich um
Debris Flows und Turbidite von ebenfalls lokalen Flachwas-
ser-Biohermen. Sie enthalten häufig rote idiomorphe Quarze,
Quarzgerölle und rote Tone, die erneut auf einen Zusam-
menhang zwischen diesen Biohermen und Diapirdächern
hinweisen. Nach den Biogen-Komponenten handelt es sich
dabei meist um Austernbioherme. Andere Schüttungen ent-
halten Rotalgen, Milioliden, agglutinierende (Lituoliden,
Rheophaciden) und orbitoide Großforaminiferen und
Schwämme (Hexactinelliden, Sklerospongier, aber hier keine
Lithistiden). Extraklasten von Beach-Rocks sind ebenfalls
verbreitet. Die mergelige Hintergrundsedimentation enthält
noch immer Anteile von 25 % Planktonten an der Gesamt-Fo-

VITORIA

Mikrof azies

Li thologie

PL Foraminiferen-Wackesf.

sed.
Zykl.

Zeit

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C
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Abb. 10. Oberkreide/ Alttertiar- Profil des Vitoria-Beckens, zentraler Bereich des basko-kantabrischen
Raumes. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.

226

raminiferenfauna. Dies würde auf Ablagerung im tiefen Sub-
tidal hindeuten.

Der regressive Trend der Megasequenz 3 inält im Oberen
Campan an, das in Form fluviatiler Sande in weiter Verbrei-
tung vorgelegen haben dürfte. Leider ist es im Westen des
Beckens von Vitoria nur in Form einzelner Erosionsrelikte
erhalten geblieben (Abb. 10). Ein derartiges Erosionsrelikt
stellt das teilweise erhaltene Diapirdach des Murguia-Diapirs
dar. Allerdings handelt es sich hier wiederum um eine Sonder-
fazies, eine relativ ausgedehnte Karbonatplattform. Der Riff-
schutt enthalt an organischen Resten vor allem Algen, orbi-
toide Großforaminiferen, Schwämme, Korallen und Rudi-
sten (Abb. 10.2). Dieser ,,Oro-Kalk" (v. Stackelberg 1967)
zeigt regressiven Charakter und wird von einem im höchsten
Campan progradierenden Delta zugeschüttet. Diese Delta-
Schüttungen des Oberen Campan sind zwar überwiegend
marin, im hangenden Teil der Serie treten jedoch auch fluvia-
tile Rinnen, Paläoböden und limnische Ablagerungen auf.
Orbitoide Großforaminiferen und Austernbioherme besie-
delten die marinen Bereiche des Deltas (Abb. 10.3). Der re-
gressive Trend der Megasequenz 3 ist damit deutlich gewor-
den. Er führt im Vergleich zur einheitlichen Fazies-Entwick-
lung im transgressiven Cenoman und Turon erneut zu erhöh-
ter Fazies-Diversität. Diese wird noch erhöht durch auch im
Becken von Vitoria spürbare Diapirbewegungen, die eine
Ursache von ,,subherzynischen" Diskordanzen im höheren
Teil der Megasequenz darstellen. Diese Diskordanzen sind
aber außerdem ein Ausdruck 1. kompressiver Bewegungen,
die mit dem gleichzeitigen Ausklingen des Spreading in der
Biskaya - bei Fortsetzung im Atlantik - im Zusammenhang
stehen. Nachlassen der Subsidenz führt schließlich im Ober-
campan zur Anlage einer 3. Delta-Phase, die das Maximum
der Regression und gleichzeitig das Ende dieser Megasequenz
markiert.

3.4.1.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase

Die Basis der vorliegenden Megasequenz ist im Becken von
Vitoria von einer deutlichen sedimentären Ruptur gekenn-
zeichnet. Das Maastricht (Abb. 10) ist transgressiv entwickelt
und überwiegend marin. Vereinzelte Lagen mit Gipsknollen
lassen Verlandungstendenzen vermuten. Im Maastricht
überwiegt die Sedimentation dolomitischer Mergel und Kal-
ke. Die Kreide/Tertiärgrenze liegt in einer sandig-dolomi-
tisch-mergeUgen Folge. Die Fazies-Vielfalt nimmt weiterhin
zu, insbesondere im Paläozän kommt es zu extremen lokalen
Faziesvarianten: Algenkalke, Bryozoenkalke, Lagunenkalke
mit Cyanophyceen-Onkoiden u. a. Diese Kalke sind weithin
dolomitisiert (,, Dan-Dolomite"). Eozän folgt teilweise dis-
kordant und stellt einen letzten transgressiven Puls von relativ
weiter geographischer Verbreitung dar. Es ist weithin einheit-
lich als Nummuliten-Alveolinen-Kalk (Abb. 10.4) ausgebil-
det.

Das Ende der Megasequenz 4 ist im Becken von Vitoria
nicht erkennbar, da die folgenden Konglomerate des Oligo-
zän diskordant übergreifen (Abb. 10). Diese könnten als Me-
gasequenz 5 bezeichnet werden, werden aber hier nicht be-
rücksichtigt, da sie den postorogenen Sedimentationszyklus
einleiten.

Zusammenfassend kann festgehalten werden, daß das Bek-
ken von Vitoria ein Intraschelf-Becken darstellte, in dem es zu
mächtiger, aber recht monotoner Sedimentation von Forami-
' niferen-Wackestones (Abb. 10.1) gekommen ist. Sedimenta-
tion von Kalkturbiditen spielt eine nur untergeordnete Rolle.
Maxima tektonischer Aktivität liegen im Turon, im Grenzbe-
reich Campan/Maastricht und an der Eozän/Oligozän-Gren-
ze. Sie bedingen die Lückenhaftigkeit des Gesamtprofils
(Abb. 10) an diesen Stellen, sind aber vor allem mit intensi-
vem Diapirismus während der Oberkreide verknüpft, der
eine größere Zahl von Sonderfazien im Bereich des Vitoria-
Beckens verursacht hat. Die kompressive Tektonik der
Oberkreide wird mit beginnender Subduktion am südkanta-
brischen Kontinentalrand in Verbindung gebracht. Die tek-
tonische Aktivität gipfelt in pyrenäischen Bewegungen an der
Eozän/Oligozän-Grenze, die zur endgültigen Heraushebung
und Auffaltung des basko-kantabrischen Schelfbeckens ge-
führt haben.

Der transgressiven Megasequenz 2 stehen die regressiven
Sequenzen 3 und 4 gegenüber. Dieser regressive Trend be-
dingt gleichzeitig eine Zunahme der Faziesdiversität im
Grenzbereich Kreide/Tertiär, parallel auch von einem An-
stieg der Faunen- und Florendiversität begleitet. Episodisch
auftretende Karbonatplattformen enthalten entweder Milio-
liden- Vergesellschaftungen oder solche aus Großforaminife-
ren, Algen, Korallen und mitunter auch Austern. Sie unter-
scheiden sich damit qualitativ deutlich von den Rudisten-Or-
bitolinen-Assoziationen der Urgon-Plattformen (s. Abschn.
3.2). Die Mittelkreide-Transgression der höheren Megase-
quenz 2 hat sich für diese Assoziationen letal ausgewirkt:
Orbitolinen, Praealveolinen und zahlreiche Urgon-Rudisten
sind der Pelagisierung nicht nur des basko-kantabrischen
Schelfs, sondern weiter Schelfbereiche überhaupt zum Opfer
gefallen. Demgegenüber konnten sich mit dem Transgres-
sions-Event die planktonischen Foraminiferen, Ammoniten,
Inoceramen und irregulären Seeigel bevorzugt entwickeln
und sind im vorliegenden Sedimentationsraum entsprechend
dokumentiert.

3.4.2 Biskaya-Sy nklinorium
(Abb. 11)

Lage und Verlauf des Biskaya-Synklinoriums sind aus
Abb. 2^ zu entnehmen. Das Kreide/Alttertiärprofil und
seine Deutung sind in Abb. 11 enthalten.

3.4.2.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression

Auch im Biskaya-Synklinorium nimmt der transgressive
Charakter innerhalb dieser Megasequenz kontinuierlich zu.
Die stärker sandige Hintergrundsedimentation des höheren
Alb geht mit dem Cenoman in eine mergelige Grundsedimen-
tation über, die ± unverändert bis ins Alttertiär andauert
(Abb. 1 1 ). Mit der Zunahme feinkörnigerer Sedimente wer-
den ab Untercenoman ebenfalls feinkörnige Turbidite
(Abb. 1 1 .2) sedimentiert. Ab PMittel/Obercenoman, viel-
leicht bereits früher, kommt es zur Intrusion i^nd Extrusion
von Alkalimagmatiten. Die Intrusiva stecken teilweise als La-
gergänge oder größere Intrusivkörper im Alb und/oder Ce-
noman (z. B. bei Zumarraga).

OSTL. BISKAYA-SYNKL

Mikrofazies

Plankt. Foram -Wackestone

Wackest. mit großen Extrakl.

*-*■

Feinkörniger Turbidit

Orbitolina-Floatstone

Abb. 11. Oberkreide/Altteniär-Profil der Biskaya-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.

228

Bei Aguineta (10 km N' Zumarraga, Prov. Guipüzcoa)
schalten sich im Cenoman zudem grobkörnige Kalkarenite
und Kalkrudite ein. Sie enthalten u. a. Rotalgen, agglutinie-
rende Großforaminiferen (Lituoliden, Orbitolinen:
Abb. 11.1), andere benthonische und planktonische Forami-
niferen, Austern- und EchinodermenschiU. Die Herkunft
dieser Kalkturbidite ist in Seamounts oder nahe gelegenen
tektonisehen Hochs zu suchen (z. B. im Bereich des Aitzgor-
ri-Hochs).

Im Turon dürfte das Maxmium vulkanischer Tätigkeit an-
zusiedeln sein mit der Extrusion von mehreren 100 mvonPil-
low-Laven, vulkanischen Aschen und Auswurfmaterial, die
vielfach wiederum von Gängen durchschlagen sind
(Abb. 11). Vermutlich haben einzelne Vulkane die Wasser-
oberfläche erreicht und Inseln gebildet. Dies hat lokal zur
Bildung vulkano-detritischer Turbidite geführt.

Die mergelige Grundsedimentation enthält praktisch nur
Calcisphären und planktonische Foraminiferen (Abb. 1 1.4).
Radiolarienführung scheint auf feinkörnige Kalkturbidite be-
schränkt zu sein (Abb. 1 1 .2). Gegen Ende des Turon sind die
Maxima der Planktonführung und der mittelkretazischen
Transgression erreicht. An dieser Stelle wird die Grenze zwi-
schen Megasequenz 2 und 3 gezogen.

3.4.2.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase

Die mergelige Grundsedimentation setzt sich in Coniac
und Santon hinein fort. Ab Campan werden im E-Teil des
Biskaya-Synklinoriums mächtige Kalkturbidite und De-
bris-Flows (Abb. 11.3) geschüttet. Sie enthalten orbitoide
Großforaminiferen, Austern- und Rudistenschill. Im W-Teil
des Synklinoriums baut sich u. a., im S von Guernica, ein kla-
stischer Turbiditfan vor. Die grobkörnigen Turbidite werden
bei gleichzeitiger Abnahme der Korngröße in die Becken-
längsachse von NW nach SE eingeregelt. Die Turbidit-Sedi-
mentation geht konform mit dem Maximum der Delta-Pro-
gradation im Becken von Vitoria und kennzeichnet wie dieses
das Ende dieser Megasequenz.

3.4.3 Deva-Synkline
(Abb. 12)

Die Deva-Synkline stellt die nördlichste der etwa NW-SE-
streichenden Synklinen dar (Abb. 1-4), von der allerdings
nur der Südted im Küstenbereich der Provinzen Guipüzcoa
und Vizcaya onshore erhalten ist. Abb. 12 zeigt die hier inter-
essierende Profilfolge.

3.4.3.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression

Schon im Alb, also im tieferen Teil der Megasequenz 2,
weicht die Sedimentation in der Deva-Synkline deutlich von
der Sedimentation der südlichen Becken ab (vgl.
Abschn. 3.4.1). Sie besteht hier aus mehrere 100 m mächti-
gen Prodelta-Tonen und -Silten, in die sandige Prodelta-Tur-
bidite eingeschaltet sind. Gelegentlich treten mächtige
Rutschhorizonte hinzu, die einige 10er m mächtig sind und
mehrere 100 m Längsausdehnung besitzen (z. B. Raum
Deva). Bei Ondarroa schalten sich im Küstenbereich Kon-
glomerate und Brekzien des Oberalb ein (Voort 1964), die als
Innerfan-Bereich betrachtet werden können. Die Größe der
Komponenten schwankt zwischen wenigen cm und mehreren
m. Slumping-Stnikturen und Debris-Flows sind häufig. Die
Komponenten bestehen aus Quarziten, Kristallin-Material,
Lyditen, Sandsteinen, Tongallen und Karbonaten
(Abb. 12.1). In emzelnen Lagen sind karbonatische Fossilien
(z. B. Korallen, Sklerospongier, Orbitolinen u. a.) direkt in
die Matrix eingelagert. Die Schüttungsrichtung dieser Kon-
glomerate weist von N nach S. Als Liefergebiet bieten sich
zwei Möglichkeiten an: (1) Herkunft von einem Basement-
Hoch (vgl. Le Danois-Bank vor Asturien, Abb. 6b), das in
den heute verschuppten Schelf, vor der nordspanischen Küste
einbezogen wurde, oder (2) Herkunft vom Landes-Block im
NE (Abb. 5a).

Im Turon folgen planktonreiche pelagische Kalke (Aichur-
ri-Kalk, Herm 1965). Das Maximum der Transgression fällt
mit einem Minimum des silikoklastischen Einflusses zusam-
men und damit auch mit dem Ende dieser Megasequenz.

3.4.2.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase

Mit Beginn dieser Megasequenz kommt es zur Sedimenta-
tion von Mergeln und Mergelkalken des Maastricht, die von
roten Paläozän-Kalken überlagert werden. Im Oberen Paläo-
zän und bis ins Mitteleozän werden in die mergelige Grund-
sedimentation verstärkt proximale klastische Turbidite einge-
lagert (Mir et al. 1971). Damit dürfte hier das Ende der regres-
siven Megasequenz 4 erreicht sein.

Mergel und Paläozän-Kalke sind durch hohe Planktonfüh-
rung (Abb. 11.4) ausgezeichnet. Ammoniten und Inocera-
men stellen das vorherrschende Megafaunen- Element im kre-
tazischen Teil des Biskaya-Profils dar. Belemniten fehlen die-
ser Folge dagegen völlig. Auch das Biskaya-Synklinorium
dürfte aus einem Intraschelf-Becken hervorgegangen sein.

3.4.3.2 Megasequenz 3=1. Regressions- und Kompres-
sionsphase

In die überlagernden Mergel des Coniac und Santon schal-
ten sich zunächst vereinzelt, dann verstärkt Turbidite
(Abb. 12.2) ein. Seine maximale Entwicklung und das Maxi-
mum silikoklastischen Einflusses erreicht dieser ,,Oberkrei-
de-Flysch" im Oberen Campan. Die Schüttungen sind
NE-SW orientiert (D. Richter 1964, Kruit et al. 1975).

3.4.3.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase

Das Maastricht ist wiederum in Form pelagischer Kalke
und Mergel entwickelt, in die sich nur im Obermaastricht
vereinzelte sandige Turbidite einschalten. Unteres Paläozän
liegt in der Fazies roter pelagischer Kalke vor, wobei die Rot-
färbung nach Hanisch (1978) von Diapir-Aufbrüchen
stammt. Es wird im höheren Paläozän und Eozän von mäch-
tigen Turbiditen des ,,Tertiär-Flyschs" abgelöst. Damit endet
hier die Megasequenz 4, jüngere Sedimente sind nicht be-
kannt (Kruit et al. 1975, van Vliet 1978).

DEVA

Mikrofazies

Plankt. Foram-Wackestone

Flankt. Foram- Packstone

Lithologie

i -F ^ nni -m-n i^'^'ZTL'^T*.

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Grobkörniger Turbidit

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Floatstone

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Abb. 12. Mittelkreide/ Alttertiär-Protil der Deva-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.

230

Auffallend ist die sehr hohe Planktonführung der Maas-
tricht/Paläozän-Mergel und -Kalke (Abb. 12.3, 12.4) und
eine relative Häufigkeit pelagischer Megafossilien im Maas-
tricht (Inoceramen, Ammoniten). Der kritische Faunen/Flo-
renschnitt an der Kreide/Tertiärgrenze ist im Profil von Zu-
maya (Prov. Guipüzcoa) bestens zugänglich und mehrfach
untersucht (Herm 1965, Wiedmann 1969). Planktonische Fo-
raminiferen und Ammoniten zeigen in den letzten Profilme-
tern des Maastricht deudiche Anzeichen von ökologischem
Streß (Zwergwuchs, aberrantes Wachstum), für den es jedoch
in der kontinuierlichen Beckenfazies im Grenzbereich Krei-
de/Tertiär keinerlei Hinweise gibt.

Vor allem aber weicht die Deva-Synkline in ihrer Sedimen-
tations- und Subsidenzgeschichte deuriich von den südlich
anschließenden Becken ab. Offen-marine Becken-Sedimenta-
tion blieb hier praktisch während der gesamten Oberkreide
und des Ahteniärs konstant erhalten (Abb. 12). Erst die allen
Bereichen gemeinsame post-eozäne pyrenäische Orogenese
hat dann auch hier das plötzliche Ende der marinen Sedimen-
tation herbeigeführt und auch dieses Becken über die Küsten-
linie angehoben.

Die recht unterschiedliche Subsidenzgeschichte von Vito-
ria-Becken, Biskaya-Synklinorium und Deva-Synkline, die
in sehr unterschiedlichen Fazien zum Ausdruck kommt, deu-
tet auf eine Trennung dieser Becken zumindest ab Alb durch
Schwellenbereiche (Basement-Hochs) hin. Dies wird durch
unterschiedliche Richtungen des Sedimenttransports bestä-
tigt. Wie bereits zuvor erwähnt, haben sich die Schwellen als
Basement-Hochs schon in einem frühen Stadium der Gra-
benbildung etwa an der Jura/Kreidegrenze gebildet. Das
Kippschollen- und Horst/Graben-Relief des originären Gra-
ben- und späteren Kontinentalrandes hat damit die Sedimen-
tationsgeschichte dieses Randes bis hin zur Orogenese maß-
geblich mitbestimmt.

3.4.4 Becken von Altnavarra
(Abb. 13)

Eine Sonderstellung nimmt das Becken von ,, Altnavarra"
(Wiedmann 1962a, 1962b, 1980a) oder Estella (Abb. 13) in
seiner marinen Kreide-Entwicklung ein. Obwohl auch die
verstärkte Subsidenz dieses Beckens mit KippschoUen-Tek-
lonik (Reitner 1982) und damit der Öffnung des Bis-
kaya-Ozeans in Verbindung gebracht werden kann, spielt der
Diapirismus bei der Entwicklung dieses Beckens eine beson-
ders große Rolle. Die marine Entwicklung beginnt hier im
Mittelalb, also mit Megasequenz 2, und ist in ihrem Fortgang
insbesondere von den Diapiren Maestu im W und Estella im E
beeinflußt (Abb. 2, 3).

Der Estella-Diapir wurde im Detail von Pflug (1967) un-
tersucht, Beiträge zur Stratigraphie von Estella-Kreide und
-Alttertiär lieferten Mangin (1960), Wiedmann (1960, 1962a,
1980a), Ramirez del Pozo (1971), Wiedmann & Kauffman
(1978), Lamolda et al. (1981).

3.4.4.1 Megasequenz 2 = Maximaltransgression

Die marine Sedimentation setzt im höheren Mittelalb mit
einer 700 m mächtigen Folge von Sandsteinen, Siltsteinen und
Kalkareniten ein. Eine parrezifale Fauna mit Mesorbitolinen

(M. texana: Abb. 13.1), solitären Korallen, Austern, regulä-
ren und irregulären Echiniden und Krebsresten deutet auf
eine proximale Delta- und Prodelta-Fazies hin. Eine herma-
type Riffauna konnte sich wegen des starken terrigenen Ein-
flusses nicht entwickeln.

Im tieferen Oberalb (mit Hysteroceras orbignyi) wird diese
Fazies von Prodelta-Tonen und -Silten mit eingeschalteten
Sideritknollen abgelöst. Diese Sedimentation hält bis ins Un-
tercenoman (mit Mantelliceras hyatti) an und erreicht eine
Mächtigkeit von 1100 m.

Erst im Mittelcenoman erfolgt dann eine rasche Abnahme
des klastischen Anteils. Tonige Mergel bilden eine Calcisphä-
ren-Spiculae-Wackestone-Fazies, die eine diverse pelagische
Fauna enthält, insbesondere planktonische Foraminiferen
(Rotalipora cushmani), Ammoniten (Euomphaloceras iner-
me) und Inoceramen. Das Obercenoman ist in Form karbo-
natdominierter Kalk/Silt-Turbidite (Ta, Tab, sensu Piper
1978) als ,,Flysch ä boules" entwickelt. Die weiterhin zu-
nehmende Subsidenz wird im hohen Planktonanteil der Mi-
krofauna deutlich (Rotalipora cushmani, Whiteinella
archaeocretacea). Ammoniten (Metoicoceras geslinianum,
Calycoceras cf. paucinodatum) dominieren weiterhin in der
Megafauna. Die Gesamtmächtigkeit des Cenoman erreicht
1000 m.

Die gleiche Litho- und Biofazies setzt sich ins Unterturon
hinein fort (Vascoceras sp., Jeanrogericeras binicostatum,
Schindewolfites ganuzai, Mytiloidesopalensis, M. mytdoides,
Whiteinella archaeocretacea) . Demgegenüber entwickeln sich
die dunklen, tonigen Mergel des Mittel/Oberturons durch
allmähliche Abnahme der Kalkbänke als Calcisphären-Pack-
stone-Fazies (Abb. 13.2). Die maximale Entwicklung pelagi-
scher Faunen (Calcisphären, planktonische Foraminiferen:
Praeglobotruncana helvetiva, Marginotruncana schneegansi,
Ammoniten: Fagesia, Neoptychites, Pseudaspidoceras arma-
tum, Romaniceras inerme und Inoceramen: Mytiloides sub-
hercynicus, M. hercynicus) deuten auf maximale Transgres-
sion und Wassertiefe im Oberturon hin (Wiedmann 1960,
1964, 1 980a). Die Gesamtmächtigkeit des Turon beträgt etwa
200 m.

Von Interesse ist, daß im höheren Turon gleichzeitig auch
eine deutliche Verschiebung im Spektrum der benthonischen
Foraminiferen erkennbar ist: Während bisher die Kalkschaler
dominierten, überwiegen nun Sandschaler bei gleichzeitiger
Änderung des Artenspektrums. Dieses ist auf primitive Ver-
treter der Trochaminiden, Textulariiden und Ataxophrag-
miiden beschränkt. Kalkschaliges Benthos und Planktonten
können außerdem Anlösungserscheinungen zeigen, d. h.
Absenkung bis an oder sogar unter CCD kann angenommen
werden.

Für eine starke Zunahme der Subsidenz im höheren Teil der
Megasequenz 2 des Beckens von Altnavarra sprechen außer-
dem folgende Trends der organischen Entwicklung: (1 ) Ablö-
sung der ungekielten Formen bei den planktonischen Fora-
miniferen zunächst durch einkielige, später durch doppelkie-
lige Formen mit hohem Gehäusequerschnitt (Hart & Bailey
1979); (2) Vormacht ,,borealer" Gattungen gegenüber medi-
terranen Formengruppen bei den Ammoniten (Wiedmann
1975, 1976, 1980a) und (3) Häufigkeit der gleichfalls als ,,bo-
real" geltenden Inoceramen gegenüber Austern. Gleichwohl
fehlen aber auch hier die Belemniten völlig.

ESTELLA

MESORBITOL/NA - WACKE5T0NE

Abb. 13. Mittelkreide/Alttertiär-Profil des Estella-Beckens. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.

232

3.4.4.2 Megasequenz 3=1. Regressionsphase, hier Diapi-
rismus

An der Turon/Coniacgrenze, die durch die Gattungen
Romaniceras und Barroisiceras eingegrenzt werden i\ann, ist
kein wesentlicher fazieller Unterschied gegenüber dem lie-
genden Turon erkennbar. Allerdings läßt die benthische Mi-
krofauna (Regeneration des kalkigen Benthos und Vorherr-
schen der Ataxophragmiiden) den Beginn einer regressiven
Sequenz erkennen. Diese Entwicklung wird im Verlauf des
Coniac durch eine deutliche Zunahme der Karbonat-Sedi-
mentation manifest. Im Mittelconiac kommt es zu einer ra-
schen Faziesänderung durch die Ausbildung einer etwa 170 m
mächtigen flachmarinen Karbonatplattform, die ein Koral-
len/Rudisten-Bioherm darstellt. Die Entwicklung dieser nur
lokalen Plattform steht in klarem Zusammenhang mit dem
Aufstieg der Diapire von Estella und Maestu (Abb. 14,
Abschn. 4). Schüttungen einer Mikrobrekzien-führenden
Packstone-Fazies mit restriktivem Faunencharakter in randli-
che Becken-Bereiche deuten eine beginnende Reliefverstei-
lung an. Im Hangenden der Kalke verstärkt sich die mit dem
regressiven Charakter dieser Sequenz verknüpfte Faziesdi-
versität weiterhin.

Im Südteil des Estella-Beckens, bei Oteo, setzt sich die re-
gressive Entwicklung konsequent fort. Dies führt hier zur
Bildung eines Schwellenbereichs, der bis ins unterste Unter-
campan hinein persistiert. Demgegenüber entwickelt sich im
NE-Teil von Altnavarra, bei Zudaire, eine transgressive
Phase der Sedimentation heraus, die während des Obersanton
durch eine Faunenassoziation des oberen Bathyals gekenn-
zeichnet ist (Dicarmella u. a. Planktonten).

Die Schwellensedimente im S bestehen im Zeitraum Ober-
coniac-Mittelsanton aus quarzreichen Milioliden-führenden
Grain- und Rudstones (Abb. 13.3). Diese flachmarinen Kar-
bonatsande wurden teilweise im vadosen Bereich zementiert
und stellen z. T. Barren am Plattformrand dar. Für das Ober-
santon ist hier eine Gastropoden- und Milioliden {Lacazina
e/o«g«fijj- führende Floatstone-Fazies charakteristisch, die
einen lagunären Faziesbereich repräsentiert. Insgesamt be-
trachtet, fällt die Fauna durch deutlich geringere Diversität
auf, ein Fehlen hermatyper Organismen und eine große Den-
sität bei den Milioliden. Diese Faktoren weisen in ihrer Ge-
samtheit auf Extrembiotope hin, wie sie in restriktiven La-
gunen und hypersalinen Bereichen anzutreffen sind.

Die Schüttungen dieser Schwelle lassen sich bis in den
NE-Teil des Beckens verfolgen. So stellen die Kalkbänke des
Oberconiac (als Spiculae-Packstones: Abb. 13.4) und die un-
tersantone Kalk/Mergel-Wechselfolge in diesem Bereich den
distalen Teil dieser Schüttungen dar. Im hangenden Obersan-
ton entwickelt sich hier eine monotone Folge dunkler Mergel;
Campan existiert in diesem Beckenbereich nicht (Abb. 13).

Demgegenüber erreicht das Campan im W Teil des Altna-
varra-Beckens Mächtigkeiten von bis zu 1400 m. Faziell läßt
es sich in drei Einheiten gliedern: Auf knollig verwitternde
Kalke (Spieulae-Wackestones) und Mergel mit reicher
Schwamm-, Echiniden- und Lamellibranchiatenfauna des
Untercampan folgt zunächst ein gebankter Kalkarenit-Kom-
plex (aus Orbitoiden-Peloidpack/grainstones), der mit Orbi-
toides media und Siderolites vidali unterem Obercampan
entspricht. Dieser wird im höheren Obercampan von tonigen
Feinsanden, Tonen und kieseligen Sandsteinen eines aus SW

progradierenden Deltas abgelöst, das auch hier das Maximum
der Regression charakterisiert (vgl. Abschn. 3.4.1). Resedi-
mentierte Triasgerölle des extrudierenden Maestu-Diapirs
sind im höheren Campan häufig.

Wie bereits erwähnt (Abb. 13), keilt das Campan nach NE
rasch aus und fehlt im Raum von Zudaire bereits völlig. Aller-
dings dürfte hier zusätzlich zum primären Ausdünnen der
Schichtfolge noch eine Erosionsdiskordanz des transgressi-
ven Obermaastricht hinzukommen. Beide Phänomene sind
als Folge des endgültigen Aufstiegs des Estella-Diapirs zu se-
hen.

3.4.4.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase, hier anhaltender Diapirismus

Das im gesamten Becken von Altnavarra vorhandene, etwa
80 m mächtige Maastricht besteht im W Beckenteil aus kalki-
gen und kieseligen Sedimenten, die wiederum Triasgerölle
führen. Diese klastische Sedimentation verzahnt sich ostwärts
mit einer mehr karbonatischen Fazies. So besteht das im E'
Beckenbereich diskordant dem Santon auflagernde
Obermaastricht aus gebankten Flachwasser-Kalkareniten
(Orbitoiden-Grain/Rud/Floatstones: Abb. 13.5) mit einer
reichen Orbitoidenfauna (Orhttoides apiculata, Omphalocy-
dus macroporus, Lepidorbitoides soaalis, Clypeorbis mamil-
lata, Siderolites calcitrapoides) , mit Bryozoen, regulären
Echiniden und Algen. Diese Kalke stellen ebenfalls wieder
Schüttungen vom Diapirdach des aufsteigenden Estella-Dia-
pirs dar. Sie werden überlagert von weiteren kalkigen Sand-
steinen und siltigen Mergeln, mit denen das Maastricht endet.
Hierüber folgt konkordant im gesamten Beckenbereich der
Paläozän-Dolomit (vgl. auch Abschn. 3.4.1). Nummuli-
ten/Alveolinen-Kalke des Mitteleozän stellen nochmals einen
transgressiven Puls im Bereich der Megasequenz 4 dar, die mit
höherem Eozän endet und auch hier diskordant von Konglo-
meraten des Oligozän überlagert wird. Dies entspricht auch
hier der Basis der postorogenen Megasequenz 5.

Die hier behandelte Entwicklung des Beckens von Altna-
varra läßt sehr deutlich den Einfluß des Salzdiapirismus auf
den sedimentären Ablauf und die Subsidenzgeschichte am
basko-kantabrischen Kontinentalrand erkennen. Sie hat da-
mit repräsentative Bedeutung für zahlreiche andere Bereiche
des Basko-Kantabrikums, in denen Diapirismus eine zwar
nicht synchron vergleichbare, aber doch analoge Rolle ge-
spielt hat (vgl. wiederum Abschn. 3.4.1). Auf die Bedeutung
dieses Diapirismus wird daher im folgenden Kapitel geson-
dert eingegangen.

Hier bleibt so viel festzuhalten, daß die Tendenzen der
Subsidenz-Entwicklung, d. h. der transgressive Charakter
der Megasequenz 2, der regressive Trend der Megasequen-
zen 3 und 4, auch in der Diapir-bestimmten Entwicklung des
Estella-Beckens angedeutet sind, aber im Detail vielfach vom
Diapirismus überprägt werden. Dies mag bereits für die am
S-Rand des basko-kantabrischen Schelfs nicht zu erwartende,
ungewöhnlich starke Subsidenz während der gesamten Mega-
sequenz 2 gelten. Diese kann zwar durch verstärkte Kipp-
schoUen-Tektonik und die Bildung eines Halbgrabens (Reit-
NER 1982, Abb. 5) erklärt werden, zusätzliche Salzabreiche-
rung im Untergrund ist jedoch ebenso wahrscheinlich.

Die aus der Entwicklung von Diapirdächern abzuleitenden
Sonderfazien der höheren Oberkreide beschleunigen und ver-

233

stärken zwar den regressiven Charakter der Megasequenz 3,
die sich gleichzeitig eintiefenden Diapir-Randsenken mit ex-
tremen Mächtigkeiten und transgressiver, pelagischer Fazies-
und Faunenentwicklung verlaufen diesem Trend jedoch ent-
gegen. Ebenso müssen hier auch Erosionshiaten - wenigstens
zum Teil - mit Diapirbewegungen in Verbindung gebracht

werden. Auch die organische Entwicklung paßt sich dieser
Sonderentwicklung an. Das bedeutet aber auch, daß das Bek-
ken von Altnavarra während seiner gesamten marinen Ent-
wicklung ab Mittelalb über die N' Schwellenregionen der
Barranca, der Aitzgorri- und Amo-Antiklinen mit dem offe-
nen Biskaya-Ozean in Verbindung gestanden haben muß.

4. DIAPIRISMUS UND SUBSIDENZ DES BASKO-KANTABRIKUMS

(Abb. 3, 14, 15)

Bedeutung und Rolle des Salzdiapirismus am Bau der atlan-
tischen Kontinentalränder ist seit langem bekannt (Mascle
1977). Nirgends ist dieser Diapirismus jedoch unter so gün-
stigen Aufschlußbedingungen unmittelbar analysierbar, wie
im Bereich der Basko-kantabrischen Ketten. Lotze (1955) hat
dies erstmals erkannt und auf Zusammenhänge mit alten Stö-
rungssystemen (Diapirzone Dax-Estella) einerseits und der
Sedimentauflast andererseits (Lage der Diapirkette Villasana
d. M.-Orduha-Maestu-Estella parallel zu Maximalmächtig-
keiten der tieferen Oberkreide) hingewiesen. Brinkmann &
LOGTERS ( 1 967) legten eine erste umfangreiche Materialsamm-
lung mit Detailstudien an Einzeldiapiren vor, die die Bedeu-
tung älterer (z. T. herzynischer) Störungssysteme noch un-
terstrich (Pflug 1967), aber gleichzeitig auch fazielle Sonder-
entwicklungen durch Diapirbewegungen erkennen ließ, bis
hin zum Nachweis erster Keuper- und Salinareruptionen im
Campan (v. Stackelberg 1967). Wiedmann (1980a) hat die
Bedeutung des Diapirismus für die Entwicklung des basko-
kantabrischen Kreidebeckens erneut hervorgehoben, frühe
Diapirbewegungen bereits im Alb und Coniac vermutet und
gleichzeitig (op. cit., Abb. 8; hier Abb. 3) auf Zusammen-
hänge mit NW-SE-streichenden (untergeordnet auch NE-
SW-orientierten) tektonischen Strukturen hingewiesen.
Neuere Untersuchungen lassen erkennen, daß es sich hierbei
nahezu generell um Randstörungen des Kontinentalrandes
und seiner Kippschollen handelt (Reitner 1982, Wiedmann
1982a, 1982b). Gleichzeitig wird deudich, daß nicht allein die
Sedimentauflast die Salzbewegung verursacht hat, sondern
daß im Gegenteil Salzabwanderung zu den Randstörungen
zur Bildung von Halbgräben auf den Kippschollen führte und
damit gleichzeitig zu erheblicher lokaler Subsidenz und Se-
dimentation.

Neue Untersuchungen bestätigen und präzisieren diese
Vorstellungen und liefern wesentliche weitere Details über
die Zusammenhänge von Tektonik, Subsidenz und Diapiris-
mus am basko-kantabrischen Kontinentalrand. Als beson-
ders interessant erwiesen sich das Studium des Caniego-Riffs
am Diapirrand bei Villasana de Mena (Reitner 1982) und die
Genese des Estella-Diapirs (Schwentke 1983). Ihr Studium
zeigt, daß zwar eine ± kontinuierliche Salzbewegung wäh-
rend der gesamten Oberkreide angenommen werden kann,
daß diese aber trotzdem zu Zeiten tektonischer Maxima
(,,austrisch", ,,prägosavisch", ,,subherzynisch"/,,intrago-
savisch", pyrenäisch) gleichfalls kulminiert hat.

4.1 DER CANIEGO-KALK ALS DIAPIR-RIFF

(Abb. 14)

Aufsteigende Salzdiapire können in ± deltaischen Envi-
ronments Hochgebiete bilden, auf denen sich Flachwasser-
Organismen in Form von Pinnacle-Riffen ansiedeln können.
Während dieses Vorganges kann das Diapirdach aufbrechen
und ein zentrales Lagunen-Becken entstehen, das mit Ton
und Salinar stark verunreinigt wird. So können sich Dia-
pir-Atolle mit recht spezifischen Faunen/Floren-Gesellschaf-
ten bilden. Rezente Beispiele liefert der Schelf der U.S. Golf-
küste und Mexikos (Poag 1972, Rezak 1977).

Zwischen Villasana d. M. im W und Alsasua im E findet
sich auf einer W-E-orientierten Linie eine Kette von post-ur-
gonen Riffen des höheren Alb (vgl. Abschn. 3.3). Seit länge-
rem interessierte die Frage, ob es sich hierbei eventuell um die
Dächer von Diapirembryonen handeln könnte. Reitner
(1980, 1982) hat diese Frage für die im E gelegenen Riffe nega-
tiv beantwortet und für ihre Entstehung ein Kippschollen-
Hoch verantwortlich gemacht. Dies trifft jedoch für das am
Diapirrand von Villasana de Mena gelegene Caniego-Riff
nicht zu (Schröder 1980). Hier ist der Zusammenhang mit
der Bildung einer ersten Diapirbeule im höheren Alb deutlich
(Abb. 14). In der klastischen Grundsedimentation des Su-
pra-Urgons ist hier eine Karbonatlinse von etwa 2,5 km se-
dimentiert worden. Sie zeigt eine deutliche Zonierung, die die
Rekonstruktion eines Atolls ermöglicht: Debris-Flows im di-
stalen Vorriff-Bereich, ein wahrscheinlicher Riffkern mit ei-
ner Skleraktinier-Stromatoporen-Algen-Boundstone-Fazies
und einer folgenden Acanthochaetetes-Wackestone-Fazies
und schließlich eine zentrale Lagune mit einer Rudisten-Lofe-
rit-Fazies. Autigene Quarze und Keupersedimente in den
Riffkarbonaten deuten auf einen ersten Diapiraufbruch hin.
Dabei handelt es sich um eines der ältesten Diapir-Ereignisse
im basko-kantabrischen Raum, das gleichzeitig einen Zu-
sammenhang mit der bereits erwähnten ,, ausirischen" tekto-
nischen Aktivität vermuten läßt.

Zu erneuter verstärkter Diapirbewegung durch den Villa-
sana-Diapir dürfte es im Grenzbereich Turon/Coniac ge-
kommen sein, an der es noch einmal zur lokalen Entwicklung
von Riffkarbonaten gekommen ist (Blank 1983). Die bereits
von Lotze (1960) beobachtete Mächtigkeitszunahme insbe-
sondere des Cenoman unmittelbar N' des Diapirs dürfte auf
die Herausbildung einer Diapir-Randsenke zurückzuführen
sein.

Diapir-Riff-Plattformen sind im basko-kantabrischen
Becken vom tieferen Apt an (Mutiloa-Plattform, vgl.

234

VILLASANA DE MENA - DIAPIR
STADIUM VRACON

;Utrillas-Flüsse

» ? 5 i\ IS

/ o o

JR82

Flufl-Rinnen
Deltasande. Rinnen
Riffkalk

Prodeltasilte.-tone
Evaponle

-ca 100 km-

Abb. 14. Entstehung und Faziesmodell des Caniego-Riffkalkes am Villasana de Mena-Diapir (aus REIT-
NER 1982).

Abschn. 3.2) bis ins höhere Campan (Murguia-Diapir, vgl.
Abschn. 3.4.1.2) zu beobachten. Meist sind jedoch nur die
entsprechenden Schüttungskörper erhalten. Eine Ausnahme
stellt der Oro-Kalk im Diapir von Murguia dar (v. Stackel-
BERG 1967), der noch in seiner ursprünglichen Struktur und
Lage als ehemaliges Diapirdach erhalten ist (Abb. 3).

4.2 ENTWICKLUNG DES ESTELLA-DIAPIRS

(Abb. 15)

Bis ins Turon unterscheidet sich die Fazies-Entwicklung
des Altnavarra-Profils (Abb. 13) nicht wesentlich von der der
angrenzenden und ebenfalls mit der Öffnung der Biskaya zu-
sammenhängenden Becken. Ab Coniac läßt sich dagegen eine
eigene Becken-Entrsvicklung erkennen, die von der Haloki-
nese stark beinflußt ist.

Es ist anzunehmen, daß die Keupersalze bereits in der Mit-
telkreide mobilisiert und im späteren Diapirbereich akkumu-
liert wurden. Ab Mittelconiac (Abb. 1 5a) kommt es auf diese
Weise zu einem lokalen Doming oder ,, Salzkissenstadium"
(Trusheim 1957). Dies führt, obwohl im zentralen Bis-
kaya-Ozean das Spreading noch anhält, zur Schwellenbil-
dung und schließlich zur Entwicklung einer lokalen Karbo-
natplattform. Die Auflast dieser Plattform führt im Oberco-
niac und Santon (Abb. 15b) zur Salzabwanderung in
W-Richtung, womit sich synchron auch die Plattformbildung
nach W verlagert. Gleichzeitig sinkt der E' Beckenanteil
durch ,, Massenschwund" (Trusheim 1957) ab und erreicht
Wassertiefen des Außenschelfs. Im W bildet sich dagegen die
Hornillos-Atauri- Antikline als neuer Schwellenbereich her-

aus. Sie ist das Produkt der intrudierenden Salze der Diapire
von Maestu und Santa Cruz de Campezo (Abb. 3). Dieser
letztere ist wahrscheinlich nicht extrudiert, aber durch
BOUGUER-Anomaiie nachgewiesen (Carreras Suarez et
al. 1978).

Im Obersanton werden im Diapirdach bereits Verhältnisse
des Intertidals bis flachen Subtidals erreicht. Die Aufstiegs-
bewegungen sind von Schüttungen begleitet, die sich mit den
Beckensedimenten verzahnen.

Im Campan entwickelt sich das ,,Diapirstadium" im W-
Teil des Beckens weiter. Im Obercampan kommt es erstmals
zur Extrusion von Keupermaterial, das zusammen mit mäch-
tigen Campan-Sedimenten in sekundären Randsenken sedi-
mentiert wird (Abb. 15c).

Infolge der Mechanik des Salzaufstiegs und durch gestei-
gerte Salzmobilität kommt es - zusammen mit synchroner
Kompressionstektonik im Obercampan und an der Krei-
de/Tertiärgrenze - zu Salzaufstieg im E' Beckenteil, zur Salz-
abwanderung nach SE (Zufia-,, Halbdom") und schließlich
im Eozän zum definitiven Durchbruch des Estella-Diapirs
(Pflug 1967). Auch diese Bewegungen sind von Schüttungen
vom Diapirdach begleitet.

Ursache der großen Mächtigkeitsschwankungen im
Campan des Beckens von Altnavarra ist die Salzbewegung.
Der sich nach SE verlagernde Salzaufstieg (Abb. 15d) führt
im Maastricht zur Reduktion dieser Schichten, teilweise zur
Erosion des Liegenden. Währenddessen werden im W mäch-
tige Delta-Sedimente in Randsenken abgelagert. Gleichzeitig
verlagert sich mit fortschreitender Salzwanderung die Kü-
stenlinie weiter nach S, bis schließlich Maastricht im W auf
Campan, im E auf Santon transgrediert.

235

Diapir von
Maestu

Salzautstieg

.:;^MAASTRICHT

-: :

■ . —

iÜ

^?^^

Au t tauchbereich

siltige Mergel

Kalkarenit

Kalk,
u nge ba n k t

Mergel

Nl A C

Abb. 15. Entwicklung der Oberkreide und des Diapirismus im Estella-Becken.

Auch in der Diapir-bestimmten Subsidenzgeschichte des
Beckens von Estella sind damit (Abb. 13, 16) die transgressi-
ven und regressiven Grundtendenzen der Sedimentation der
Megasequenzen 2—4 in gleicher Weise entwickelt, wie auch in
den übrigen Oberkreidebecken. Die regressiven Trends wer-
den sogar durch die Entwicklung der Diapirdach-Karbonate
noch verstärkt. Allerdings wird das einheitliche Bild durch
die nicht konforme Subsidenz von Diapir-Randsenken ver-
fälscht. In Diapirbereichen kann damit der normale Subsi-
denzverlauf eines Beckens lokal erheblich abgewandelt wer-
den.

Die Bestandsaufnahme der Diapirdach-Sonderfazien und
aller Diapir-Extrusionen ist noch nicht abgeschlossen; aber
schon aus den bisherigen Untersuchungen wird deutlich, daß
die erkennbaren Maxima von Diapirbewegungen mit entspre-
chenden Maxima tektonischer Bewegungen am basko-kanta-
brischen Kontinentalrand zusammenfallen. Diese Maxima
liegen im Alb (,,austrisch"), im Grenzbereich Turon/Coniac
(,,prägosavisch"), im Campan (,,Subherzynisch"/,,intrago-
savisch") und schließlich im Eozän/Oligozän-Grenzbereich,
d. h. zur Zeit der pyrenäischen Orogenese.

236

5. VERGLEICHENDE SUBSIDENZGESCHICHTE

(Abb. 16-18)

Die vorangehende Diskussion hat verdeutlicht, daß auch
die Subsidenz-Entwicklung am basko-kantabrischen Kontin-
entalrand diskontinuierlich abläuft und daß dabei ähnliche
Stadien oder Phasen durchlaufen werden, wie an den Rändern
des zentralen Nordatlantik oder am Südatlantik (Jansa &

WiEDMANN 1982, WiEDMANN 1982a, 1982b). Dies ist insofern
interessant, als Nordatlantik, Südatiantik und Biskaya - und
damit auch ihre kontinentalen Ränder - unterschiedliches Al-
ter besitzen.

2 3 4 5 6

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Ö. BISKAYA-

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ALB

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VA-S.

JR8

ART

affer Voil et a\ ,1977

WO r Id wi d e

Abb. 16. Vergleich der basko-kantabrischen Environmentkurven (a) mit der Kurve globaler Meeresspie-
gelschwankungen (b) (b nach Vail et al. 1977).

237

Um einen möglichst objektiven Vergleich zu ermöglichen,
wurde bei der Behandlung des Biskaya-Südrandes neutral von
tektono-faziellen Großeinheiten, hier Megasequenzen, aus-
gegangen. Diese ermöglichen nicht nur einen objektiveren
Vergleich, sondern zugleich eine bessere Beschreibung der
Subsidenz-Phasen, mit denen sie weitgehend zusammenfal-
len. Vor allem wurde Wert darauf gelegt, die Abhängigkeit
dieser Sequenzen von Tektonik, Subsidenzgeschwindigkeit,
eustatischen Meeresspiegelschwankungen und nicht zuletzt
auch von der Sedimentzufuhr zu beschreiben und soweit
möglich auch den Faunen- und Florenrespons zu berücksich-
tigen.

Dabei sind natürlich (1) die Rifting- und Spreading-Ge-
schichte der Biskaya und die resultierende Rotation der Iberi-
schen Platte und (2) die jeweilige Tiefenlage des Untersu-
chungsgebiets auf dem Schelf von einiger Bedeutung.

So wurde zunächst ein eigenes Modell für die Geodynamik
des Biskaya-Raumes während Kreide und Alttertiär entwik-
kelt und zur Grundlage der weiteren Diskussion gemacht. Bei
dieser wurden - wo erforderlich - Tröge mit eigener Subsi-
denzgeschichte separat behandelt. Das Ergebnis ist aus
Abb. 16a ablesbar, in der die rekonstruierten Environments
für die Einzelbecken gesondert aufgetragen wurden und z. T.
erhebliche Abweichungen erkennen lassen. Dies trifft beson-
ders für Oberkreide und Alttertiär zu, während die Unter-
kreide im Untersuchungsgebiet von einem einheitlichen Sub-
sidenztrend beherrscht ist.

Nachzutragen ist hier, daß sich zwei wichtige Subsidenz-
Phasen des frühen Rifting bereits im Altmesozoikum abspiel-
ten, u. zw. zunächst in Zusammenhang mit der frühen Gra-
benbildung des Nordatlantik. Es sind dies

1. das frühe Graben Stadium (Abb. 18 A) mit der Abla-
gerung von kontinentalen Redbeds (Perm-Trias) und der
In/Extrusion alkaliner Magmen (Obertrias-Lias) und

2. die Evaporit-Phase mit der Sedimentation mächtiger
Salze, Gipse, Anhydrite und Dolomite (Keuper und Unter-
lias: Abb. 18B). Diese Salze spielen vor allem während der
Oberkreide-Entwicklung des Basko-Kantabrikums eine we-
sentliche Rolle (Abb. 18E-G).

Im überwiegend epikontinentalen, ab Callovium sogar re-
gressiven Jura hat sich das Rifting im Biskaya-Graben nicht
fortgesetzt. Vor allem hat sich die im Südatlantik ausgeprägte
und an die Evaporit-Phase anschließende

3. Schwarzschiefer-Phase mit euxinischer Becken-
Entwicklung (WiEDMANN 1982c, Abb. 4) in der Biskaya nicht
ausbilden können, es sei denn, die Ölschiefer-Sedimentation
im basko-kantabrischen Pliensbach (Dahm 1966) entspricht
dieser Phase der Ozeanisierung. Das eigenthche Biskaya-Rif-
ting findet eine zögernde Fonsetzung erst im Oberen Jura, in
dem eine erneute Phase distensiver Graben/Horst- und Kipp-
schollentektonik zur Sedimentation der transgressiven Mega-
sequenz 1 und damit zur Entwicklung

4. einer 1 . Delta-Phase(,,Wealden": Abb. 18C)geführt
hat. In dieser Phase werden mächtige Deltafächer, kombiniert
mit limnischen und brackischen Serien, von der Meseta im S
(Raum Sedano, Oxford) nach N (Cabuerniga-Rücken, Ti-
thon) vorgebaut. Im Bereich des zukünftigen Biskaya-Gra-
bens hält die Sedimentation mit der Absenkung Schritt. An
der Le Danois-Bank vor Asturien werden an der Jura/Krei-

degrenze bereits Beckensedimente mit Calpionellen abgela-
gert, während sich im NE das stark subsidierende Parentis-
Becken entwickelt (Biskaya- Aulakogen). Wichtig ist festzu-
halten, daß Distensionstektonik diese Sedimentationsphase
einleitet und das Kippschollenrelief anlegt, daß sich durch
Kreide und Alttertiär bis zur endgültigen Orogenese weiter-
entwickelt. E-W-gerichtete Strukturen (der paläozoische Ca-
buerniga- oder Las Caldas-Sattel) konkurrieren schon jetzt
mit den dominierenden NW-SE-streichenden Systemen, wo-
bei es zweifellos in starkem Maße zu einer Wiederbelebung
variszischer Strukturen gekommen ist.

Tektonische Aktivität im Oberjura bis zur Jura/Kreide-
grenze sind an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa &
WiEDMANN 1982), im Mediterrangebiet (Wiedmann et al.
1982c), aber auch in Norddeutschland verbreitet und führen
teils zum Zerbrechen der jurassischen Karbonatplattformen,
teils zu basinaler Graben/Horst-Tektonik, teils sind sie mit
früher Halokinese verknüpft. Dies alles trifft für den basko-
kantabrischen Raum nicht zu, wo statt dessen das Rift-Sta-
dium neu belebt wird. Die Bewegungen sind ± zeitgleich mit
Stilles ,,jungkimmerischer" Kompressionsphase.

Dieses 1. Delta-Stadium wird am marokkanischen Konti-
nentalrand im tieferen Dogger durchlaufen (Wiedmann
1982b, Abb. 9C).

Ostrakoden und Charophyten, aber auch Bryozoen, Mol-
lusken und Cyanophyceen besetzen die Biotope dieses konti-
nental/marinen Übergangsbereiches und ermöglichen zum
Teil vorzügliche Environment-Analysen (Brenner 1976).
Diese Vergesellschaftung erweist sich als extrem tolerant und
erfährt keinen qualitativen Wandel, weder bei der Entwick-
lung der ,,Wealden"-Kleinzyklen, noch beim Übergang zur

5. Karbonatplattform-Phase (Urgon). Sie entspricht
dem ebenfalls transgressiven oberen Teil der Megasequenz 1
und hat Apt/Unteralb- Alter. Die Entwicklung von Karbo-
natplattformen ist an ein komplexes System ökologischer und
tektonischer Faktoren gebunden. Damit mag in Zusammen-
hang stehen, daß sie sich bevorzugt in der Endphase tektono-
fazieller Megasequenzen bilden. Im basko-kantabrischen Ur-
gon ist zudem die Entwicklung von ,, unreifen" Plattformty-
pen - ohne die typischen Riffstrukturen mit hermatypen Ge-
rüstbildnern - zu echten Riffkomplexen, die als Inselplatt-
formen oder Barriere-Riffe in Erscheinung treten, erkennbar.

Damit steht in unmittelbarem Zusammenhang die Evolu-
tion spezifischer Flachwasser-Organismen. Während in den
,, unreifen" Unterapt-Plattformen Dasycladaceen und agglu-
tinierende Großforaminiferen dominieren und rasch evolvie-
ren, sind es in den echten Riffen des Oberapt/Unteralb die
Rotalgen mit krustosen und artikulaten Formen.

Grundvoraussetzung für die Entwicklung dieser Phase und
ihrer spezifischen Biotope ist eine Beendigung oder doch
starke Reduktion der terrigenen Schüttungen der vorange-
henden Phase, wie auf der anderen Seite das Einsetzen der 2.
Delta-Phase im höheren Alb und die rasch anschließende Ma-
ximaltransgression im Cenoman eine Weiterentwicklung der
Plattformkarbonate unmöglich machen. Im Gegensatz zu
den begrenzenden Delta-Phasen ist die vorliegende Phase
durch zunehmende Subsidenz gekennzeichnet, hinter der die
Sedimentation jedoch zurückbleibt.

Ein Vergleich mit den ana/homologen (?) Karbonatplatt-
formen am marokkanischen oder angolanischen Schelf läßt

238

deutliche Unterschiede erkennen, die vor allem im Unvermö-
gen des Biskaya-Schelfs zu sehen sind, eine einheitlich ge-
schlossene Karbonatplattform zu bilden. Dafür stehen am
marokkanischen Schelf zwar der gesamte Oberjura (Wied-
MANN 1982b, Abb. 9E), am Angola-Schelf jedoch auch nur
Apt und Alb zur Verfügung (op. cit., Abb. 8D, 8 E). Die Ur-
sache der am Biskaya-Schelf abweichenden Entwicklung mag
im Anhalten distensiver Bewegungen zu suchen sein, die im-
mer wieder zu intermittierendem Zerbrechen der Plattformen
führten und als deren Folge sich das Kippschollenrelief des
Kontinentalrandes immer wieder durchpaust (Abb. 2, 18D).

6. Eine 2. Delta-Phase fällt am basko-kantabrischen
Kontinentalrand mit dem unteren Teil der Megasequenz 2 zu-
sammen und beendet im wesentlichen, wie bereits erwähnt,
die Entwicklung der Karbonatplattformen. Auch dieser
Übergang ist wiederum von starker distensiver Tektonik be-
gleitet, bei der sich erneut der Vergleich mit Stilles ,,austri-
scher" Phase aufdrängt. Hier führt sie zu verstärkter Aus-
dünnung kontinentaler Kruste an den Kontinentalrändern
der Biskaya und läßt Verbindungen zum Spreading-Beginn in
der Biskaya erkennen. Schließlich ist auch der erste gehäufte
Nachweis von Diapirbewegungen auf tektonische Aktivität
im Alb zurückzuführen, die überdies auch als Ursache der
nun eintretenden Faziesdifferenzierungen (Abb. 16a) gelten
muß. Trotz dieser Faziesvielfalt lassen alle Environmentkur-
ven den transgressiven Charakter der Megasequenz 2 erken-
nen, der in der Maximaltransgression des Cenoman und Tu-
ron gipfelt.

Da die Subsidenz im höheren Alb von S nach N abgestuft
zunimmt (kontinentale Utrillas-Deltas im S, marine proxi-
male supra-urgone Delta-Fans im Vitoria-Becken, Prodel-
ta-Tone der Biskaya-Synkline bis hin zu Turbiditen der
Deva-Synkline im heutigen Küstenbereich), kann mit einem
Fortwirken der Kippschollen-Bewegungen gerechnet werden
und der Entwicklung selbständiger Halbgräben (Abb. 18 E).
Aus ihnen gehen schließlich die Synklinen der pyrenäischen
Orogenese hervor. Dies wird bestätigt durch das Fortbeste-
hen von post-urgonen Inselplattformen auf den trennenden
Kippschollen-Hochs. Auch auf Diapirdächern kommt es
erstmals zur Bildung von Riffkarbonaten, deren Formenbe-
stand sich kaum von dem der echten Urgon-Riffe unterschei-
det. Die Entwicklung der Dasycladaceen ist weiter rückläu-
fig, während die Rotalgen an Diversität zunehmen, in den
Lagunen die capriniden Rudisten und im Riffkern Mg-Kal-
zit-Sklerospongier neu hinzutreten. Diese werden auch mit
Änderungen der Wassertemperatur im höheren Alb in Ver-
bindung gebracht.

Im vom Diapirismus besonders stark beeinflußten Sedi-
mentationsbecken von Altnavarra, am Rande des Ebro-Mas-
sivs, setzt die marine Sedimentation im Mittelalb ein und ver-
läuft zunächst analog. Während dieser 2. Delta-Phase hält die
Sedimentation im wesentlichen wieder mit der Subsidenz
Schritt (Abb. 17), wobei auch die Hochgebiete in den einheit-
lichen Subsidenztrend einbezogen sind. Der terrigene Input
in die Becken ist zum Teil beträchtlich.

1000

2000

JR82

Abb. 17. Subsidenzkurven der Mittelkreidetransgression des Vitoria-Beckens. Subsidenz = Sedimenta-
tionsmächtigkeiten (nach Reitner 1982).

239

7. Erst die folgende Phase der Maximaltransgres-
sion führt zu einem völligen faziellen und faunistisch/flori-
stischen Umbruch an der Alb/Cenoman-Grenze. Sie ent-
spricht dem oberen, weiterhin transgressiven Teil der Mega-
sequenz 2. Ihr Charakteristikum ist ein Andauern der Subsi-
denz, hinter der die Sedimentation nun deutlich zurückbleibt
(Abb. 16, 17). Sie fällt mit einem globalen Meerfesspiegelan-
stieg zusammen, der im Turon sein Maximum erreicht (Sliter
1976) und mit verstärkter Bildung ozeanischer Kruste in Ver-
bindung gebracht wird. Hier liegt gleichzeitig auch das Ma-
ximum des alkalinen Oberkreide-Magmatismus, der im we-
sentlichen auf das Biskaya-Synklinorium beschränkt bleibt.
Das Biskaya-Schelfmeer greift nun weit auf die Meseta über
(WiEDMANN 1975). Dies führt zu einer raschen Abnahme der

im Alb noch verbreiteten terrigenen Schüttungen und zu
weitgehender Faziesnivellierung und -pelagisierung. Ledig-
lich an den Beckenrändern führt verstärkte Subsidenz zum
Einsetzen mächtiger silikoklastischer Schüttungen
(Abb. 18F).

Der globale Charakter dieser Phase, mit der der junge Bis-
kaya-Ozean und auch der Südatlantik nun wieder Anschluß
an den Entwicklungsablauf im Nordatlantik gewinnen
(Tab. 1), führt zu einem ersten drastischen Wandel auch der
Organismenwelt. Mit dem endgültigen Ende der urgonen
Riff-Sedimentation erlöschen gleichzeitig zahlreiche der bis-
herigen Flachwasserbesiedler und kehren in vergleichbare
Biotope der höheren Oberkreide nicht mehr zurück. Dies gilt
ebenso für zahlreiche Rudistengruppen, wie für agglutinie-

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Abb. 18. Entwicklungsphasen des basko-kantabrischen Kontinentalrandes (aus WiEDMANN 1982b).

240

rende Großforaminiferen (Orbitolinen) oder kalkiges Ben-
thos (Praealveolinen). Demgegenüber setzt im Oberen Alb
eine Planktonblüte em (Foramimferen, Calcisphären, Cocco-
lithen), die bis ins Oberturon anhält und von einer ebenso ra-
schen Zunahme pelagischer Megafaunen (Ammoniten, Ino-
ceramen) und irregulärer Echiniden (Mia-aster) begleitet ist.
Auch Litoralbiotope enthalten reiche Ammonitenfaunen (vor
allem pseudoceratitische Nebenformen) und außerdem ein
reiches Epi- und Endobenthos (Exogyren, Hemiaster, erste
Hippuriten).

Wie bereits erwähnt, handelt es sich bei dieser Phase um ein
globales Ereignis, das mit gleichen oder ähnlichen Erschei-
nungsformen auch vom marokkanischen Schelf, aus dem
Südatlantik oder dem alpinen Helvetikum beschrieben wer-
den kann (Tab. 1 ).

8. Die hierauf folgende regressive Megasequenz 3 (Co-
niac-Campan) kann als I. Regressions- und Kompres-
sionsphase bezeichnet werden. Lediglich in den Turbidit-
becken im N muß mit einem Gleichbleiben der Wassertiefe
gerechnet werden (Abb. 16a). Die Schüttung silikoklasti-
scher Turbidite erreicht nun sogar ihr Maximum. Dies geht
mit einem Ausklingen des Biskaya-Spreadings - bei Fortset-
zung der Bildung ozeanischer Kruste im zentralen Atlantik -
Hand in Hand und außerdem mit ersten kompressiven Bewe-
gungen und beginnender Subduktion am Biskaya-Südschelf
und in den Pyrenäen. Eine unmittelbare Folge dieser Bewe-
gungen sind neben lokalen Diskordanzen erneut verstärkte
Diapirbewegungen. Maxima an der Turon/Coniac-Grenze
und im Campan lassen wiederum an einen Vergleich mit
,,prägosavischen" und ,,intragosavischen/subherzynen"
Bewegungen denken, die in NW-Deutschland gleichfalls mit
Halokinese verknüpft sind. Die 1. Regressionsphase kulmi-
niert im Basko-Kantabrikum in einem Deltavorstoß des hö-
heren Campan in den S' Becken und in erhöhter Faziesdiver-
sität (vgl. auch Abb. 16a). Es besteht auch während dieser
Phase völlige Übereinstimmung mit der Entwicklung am ma-
rokkanischen Kontinentalrand und im Südatlantik (Wied-
MANN 1982c; hier Tab. 1).

Gleichzeitig mit dieser 1. Regressionsphase nehmen so-
wohl Plankton-Häufigkeit als auch Ammoniten-Diversität
deutlich ab. Das Aussterben der Ammoniten scheint sogar
bereits vorprogrammiert. Auf Basement-Hochs und Diapir-
dächern im N, aber ebenso auch in den S' Randbereichen be-
ginnen sich erneut Karbonatplattformen zu entwickeln, nun
jedoch mit stark verändertem Formenbestand (Austern, orbi-
toide und lacazinide Großforaminiferen). Auf den Diapiren
etablieren sich zum Teil hypersaline Extrembiotope. Herma-
type Organismen fehlen weitgehend.

Diapir-Randsenken verlaufen gegenläufig (Abb. 16a) zur
Entwicklung regressiver Zyklen mit progradierenden Syste-
men.

9. Entsprechendes gilt für die letzte marine Megasequenz 4,
die hier als 2. Regressions- und Kompressionsphase
ausgeschieden wird (Maastricht-Eozän). In Tab. 1 wurde auf
eine Unterscheidung verzichtet, da beide Regressionsphasen
eine einheitliche Geodynamik und ein ähnliches Erschei-
nungsbild (Abb. 18 G) aufweisen. Bei nachlassender Sedi-
mentzufuhr und mäßiger Subsidenz kommt es auf dem bas-
ko-kantabrischen Schelf allerdings zunächst zu einer erneuten
schwachen ,,Transgression" des Maastricht. Sie bringt den S'

Beckenteilen eine erneute kurzfristige Faziesdifferenzierung
(Abb. 16a), den Flyschtrögen dagegen eine erneute Pelagisie-
rung mit der Sedimentation rein pelagischer planktonreicher
Kalke und Mergel. Die Faziesdifferenzierung im S äußert sich
in der Bildung kleinerer Bioherme in überwiegend klastischer
Grundsedimentation, die aus unterschiedlichen Organis-
mengruppen aufgebaut sind. Der transgressive Puls des bas-
ko-kantabrischen Maastricht kann vielleicht mit einem Nach-
lassen der Subduktion am Kontinentalrand erklärt werden.
Der Diapirismus hält weiterhin an und dürfte bei den erneut
zunehmenden kompressiven Bewegungen an der Kreide/Ter-
tiär-Grenze (laramisch) und der endgültigen Orogenese zwi-
schen Eozän und Oligozän (pyrenäisch) einen letzten Höhe-
punkt erreichen. Die Rotfärbung der Paläozänkalke der
Deva-Synkline wird mit dem Ausfließen benachbarter Dia-
pire in Verbindung gebracht (Hanisch 1978).

Die weltweit verbreitete Regression an der Kreide/Ter-
tiär-Grenze ist nur im Südteil des basko-kantabrischen Bek-
kens und in den Keltiberischen Ketten deutlich, wo es bereits
zur endgültigen Heraushebung kommt. In den N' Synklinen
setzt sich dagegen die pelagische Sedimentation ohne erkenn-
bare Zäsur über diese Grenze hinweg fort. Dennoch ist im
klassischen Grenzprofil von Zumaya (Prov. Guipüzcoa) der
Schnitt in der Entwicklung des Mikro- und Nannoplanktons
unvermindert deutlich. Ammoniten und planktonische Fo-
raminiferen zeigen allerdings bereits vor Erreichen dieser kri-
tischen Grenze Zwergwuchs und Anzeichen von Gehäuse-
Aberrans, die auf eine äußere Stress-Situation hinweisen.

Im weiteren Verlauf der Megasequenz nimmt - im Paläo-
zän - die Zufuhr silikoklastischer Turbidite vor allem in den
externen Becken erneut stark zu. Die mäßige Subsidenzrate
wird nun von der verstärkten Sedimentationsrate erheblich
übertroffen. Die Sedimentation endet mit der endgültigen
Heraushebung des basko-kantabrischen Schelfs im höheren
Eozän. Es kann angenommen werden, daß die Entwicklung
dieser letzten marinen sedimentären Phase des Basko-Kanta-
brikums weitgehend von der im Paläozän wieder verstärkt
einsetzenden Subduktion am Schelfrand und in den Pyrenäen
abhängig ist. Allerdings zeigt der Vergleich mit dem marok-
kanischen Schelf, daß synchron auch in diesem Bereich die
Heraushebung erfolgt, dort jedoch ohne Subduktion
(Tab. 1).

Abb. 16a verdeutlicht sehr gut die differenzierte Subsidenz
der einzelnen Kippschollen des Kontinentalrandes. Diese
Subsidenz nimmt von S (Vitoria-Becken) nach N (Biskaya-
Synklinorium, Deva-Synkline) deutlich zu und ist im Becken
selbst nicht mehr erfaßbar. Im südlichsten Küstenbereich sind
die Oszillationen naturgemäß noch besser ausgeprägt. Auch
die Verfälschung des generellen Trends durch Diapirismus
(Estella-Becken) wird erkennbar. Das Diagramm läßt damit
erkennen, daß erst kombinierte Ozeanbecken/Kontinental-
rand-Untersuchungen klare Vorstellungen über die Subsi-
denzgeschichte beider Gebiete vermitteln. Besonders interes-
sant scheint uns außerdem der Vergleich mit der globalen
Kurve relativer Meeresspiegelschwankungen (Vail et al.
1977, 1980; hier Abb. 16b). Hieraus geht hervor, was an der
Subsidenzentwicklung des Biskaya-Südrandes ,,local Noise"
ist und was - auf der anderen Seite - globalen Tendenzen und
Prozessen entspricht. Globalen Trends entsprechen ganz of-
fensichtlich die transgressiven Tendenzen der Megasequen-

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242

zen 1 und 2, d. h. präziser, die Urgon- und die Maximaltrans-
gression der Mittelkreide. Nicht befolgt werden dagegen von
der basko-kantabrischen Entwicklung die globalen regressi-
ven Phasen im höchsten Berrias, im Apt und im Türen. Eben-
falls unabhängig verläuft die am Südrand der Biskaya bereits
ab Coniac - also in den Megasequenzen 3 und 4 - deutlich re-
gressive Entwicklung, die dann zur vollständigen Heraushe-
bung und Auffaltung an der Eozän/Oligozän-Grenze führt.
Während im hier nicht erfaßten südlichen Litoralgebiet des
basko-kantabrischen Beckens diese Heraushebung bereits
früher, an der Kreide/Tertiär-Grenze erfolgt und damit der
globalen Kurve (Abb. 16b) vollständig entspricht, ist diese
Entwicklung in den nördlichen Teilbecken nicht einmal als
Trend erkennbar.

In Abb. 18 sind noch einmal die Hauptphasen der Subsi-
denzentwicklung am Biskaya-Südrand stark vereinfacht zur
Darstellung gebracht. Tab. 1 stellt dagegen den Versuch dar,
die im vorliegenden Beitrag beschriebenen Subsidenzphasen

des basko-kantabrischen Beckens und Kontinentalrandes mit
anderen mesozoischen und insbesondere kretazischen Kon-
tinentalrändern zu vergleichen. Dabei wird vor allem auf die
Unterschiede der Entwicklungstempi abgehoben, die vor al-
lem beim Vergleich zwischen Nord- und Südatlantik deutlich
sind, zwischen denen die Biskaya in mancher Hinsicht ver-
mittelt. Zwar beginnt hier das frühe Rifting gemeinsam mit
dem Nordatlantik im Perm, setzt sich dann aber erst wieder ±
zeitgleich mit der Anlage des Südatlantik im obersten Jura
fort. Mit der globalen Mittelkreide-Transgression haben
trotzdem alle drei Ozeane den gleichen Entwicklungs- oder
, ,Reife"-grad mit unserer Phase der Maximaltransgression er-
reicht. Vergleiche zur Beckenentwicklung der alpinen Tröge
drängen sich auf, sollen aber hier zunächst nur zur Diskussion
gestellt werden. Vergleiche mit älteren Orogenzonen und
jüngeren Grabensystemen liegen auf der Hand, sind aber
nicht mehr Gegenstand der vorliegenden Betrachtung (vgl.
WiEDMANN et al. 1982c).

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245

Zitteli.ina

245-254

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

The Cretaceous of the Southwestem Iberian Ranges (Spain)

LORENZO VILAS, ANGELA ALONSO, CONSUELO ARIAS, ALVARO GARCIA, JOSE RAMON MAS,

RICARDO RINCON & NIEVES MELENDEZ'-)

With 8 text figures

ABSTRACT

The distribution of facies and tectosedimentary episodes of
the Cretaceous of the Southwestem Iberian Ranges have been
studied in the present paper. Two main paleogeographic areas
are being established: the Southwestem Iberian Trough and
the Gulf of Albacete, both of which are valid during the Lo-
wer Cretaceous but it is not possible to distinguish these areas
during the Upper Cretaceous because the basin is wider and
homogeneous. The amphtude and characteristics of the com-
plex stratigraphic gap between the Jurassic and Cretaceous re-
cords have been analysed, estabUshing five episods of tectonic
mobility.

Eighteen paleogeographical maps have been established re-
presenting the whole of the Cretaceous evolution. This paleo-
geographic evolution took place during eight main sedimen-
tary cycles, grouping into five tectosedimentary episodes se-
parated by important changes in the configuration of the ba-
sin. These five episodes represent the evolution of an aulaco-
gen: a) The graben stage during the Lower Cretaceous, b) The
flexure stage during the Middle and Upper Cretaceous and c)
The folding phase starting at the end of the Cretaceous.

KURZFASSUNG

Die Faziesverteilung und die durch Tektonik beeinflußte
Sedimentationsgeschichte während der Kreide in den süd-
westlichen Iberischen Ketten wird vorgestellt. Zwei
paläogeographische Hauptgebiete können unterschieden
werden: Der südwestliche Iberische Trog und der Golf von
Albacete; beide lassen sich in der Unterkreide gut unterschei-
den, jedoch in der Oberkreide wird das Gesamtbecken breiter
und homogener. Der Umfang und die Besonderheiten des
Komplexes ,, Stratigraphic Lacune" zwischen dem Jura und
der Kreide wurden analysiert; es konnten 5 Phasen tektoni-
scher Mobilität ausgeschieden werden.

Auf 18 paläogeographischen Karten ist die gesamte Krei-

deentwicklung dargestellt. Diese paläogeographische Ent-
wicklung zeigt 8 Haupt-Sedimentationszyklen, die in 5 tec-
to-sedimentäre Epochen zusammengefaßt werden, jeweils
durch eine Veränderung in der Becken-Konfiguration unter-
scheidbar.

Diese 5 Epochen repräsentieren die Entwicklung eines Au-
lacogens:

a) Graben-Bildung während der Unterkreide,

b) Verbiegungen (Flexuren) während der Mittleren
und Oberen Kreide, und

c) die mit dem Ende der Kreide beginnenden Fal-
tungsphasen.

INTRODUCTION

We study here the Cretaceous facies distribution and tecto-
nosedimentary evolution in the southwestem area of the Ibe-

L. ViLAS, A. Alonso, C. Arias, A. Garcia, J. R. Mas,
R. RiNCON, N. Melendez, DepanamentodeEstratigrafia, Uni-
versidad Complutense y U. E. I. Correlaciones Estratigräficas y
Paleogeografia, C. S. I. C, Madrid - 3, Espana.

rian Range (Spain). Many authors have previously worked in
this area. Some of them have mainly studied the Cretaceous in
its regional contest: Fourcade (1970), Garcia (1977), Arias
(1978), Mas (1981). Others have carried out more general stu-
dies giving special attention to Cretaceous rocks: Viallard
(1973), - Melendez (1973), Ch.\mpetier (1972). Some other
stratigraphical studies have been also useful here: Melendez et

246

alt. (1974), Mas et al. (1977), Garcia et al. (1978), Arias et al.
(1979), Mas et al. (1982). The are some non published studies
about Cretaceous stratigraphy in this area: Gimenez (1981),

Perez DEL Campo (1982), Zabala (1982), Rev (1982). Alvaro
et al. (198 1 ) propose a general geotectonic model for this area.

SITUATION

Flg. I . Geographica! and geological Situation of the studied ,

247

The Cretaceous Sediments of the Iberian Peninsula can, in
outline, be divided into two groups:

One whose marine influence comes from the West or the
Nonh, as is the case of the Portuguese Cretaceous and that of
Castille North of Spain, and another whose influence comes
from the East or South, as is the case of the Beticas, Iberica s.
s. and Catalänides.

Keeping in mind the paleogeographic distribution during
this period this first group could be called Proto- Atlantic Cre-
taceous and the second, Tethys Cretaceous. The areas descri-
bed skirt the Meseta which, at times, acts as a source area.
Within the Cretaceous having a clear influence from Tethys,
is that belonging to the area we have named Iberica s. s. within
which it is possible to distinguish two areas that are well sepa-
rated, especially in the Lower Cretaceous: one in the
northeast that includes the Aragonese sector of this Range and
the Maestrazgo, and the other in the southwest with its Castil-
lian sector and the southern Levantine region (Fig. 1).

Within the area studied in this paper, a series of zones can
be established according to their present disposition as well as
some paleogeographic features, even though this division is
only valid for the Lower Cretaceous (Fig. 2), since during the
Upper Cretaceous the extent of the transgressions makes a
characteristic paleogeographic division difficult.

The area of our study for the Lower Cretaceous is limited in
the west as well as in the east by two basin edges that have be-
haved differently: the Meseta that behaves as an active edge as
regards the contribution of Sediments, and the High of Java-
lambre-Valencian Massif that only acted as an obvious source
area during the first episodes of Cretaceous Sedimentation . In
the south, the boundary of the Betic basin is formed at present
by a tectonic accident that is the reflection of a flexion that exi-
sted during the Cretaceous and that was the cause of a depres-
sed area that we call the Jumilla-Yecla zone (outer Prebetic).
In this basin with its boundaries, two areas can be distinguis-
hed: the southwestern Iberian Trough, with SE-NW trans-

Fig. 2. Main paleogeographical features for the Lower Cretaceous.

gressions and the Albacete Gulf with E-W transgressions. Fi-
nally, there is the fracture zone that borders on the Albacete
Gulf in the north, and affects the southwestern Iberian trough
as well as the Valencian Massif. This fracture zone is clearly
related with the Sierra Martes High (Arias et al. 1979).

STRATIGRAPHIC DISCONTINUITY OF THE CRETACEOUS BASE

Of the three areas in which the region has been divided for
the Lower Cretaceous, a stratigraphic lacuna exists in the Al-
bacete Gulf and the Southwest Iberian Trough between the
Jurassic and Cretaceous Sediments extending, at least, part of
the Portlandian, the Berriasian and part of the Valanginian.
However, in the Jumilla-Yecla zone, this lacuna is either quite
reduced, or does not exist at all. For this reason, the problem
will be dealt with only as regards the first two areas mention-
ned above. The basement of the Cretaceous Sediments
throughout the region is formed by Jurassic Sediments, al-
though there are some very local exceptions where they lie di-
rectly on Triassic Sediments. The farther west one goes in the
Albacete Gulf or northwest in the Iberian Trough, the older
the Jurassic Sediments forming the basement become. At the
same time, it can be seen how the Jurassic Sediments have been
affected by periods of erosion and tectonic mobility prior to
Cretaceous Sedimentation. Moreover, the age of the first Cre-
taceous deposits varies all along the zone. If we consider only
the Cretaceous Sediments, starting from the first expansive

stage in the basin, that is, from the Upper Barremian, the age
of the base of these Sediments becomes younger the fart-
her northwest or west one goes, depending on the zone.

The sum of the erosion of the Jurassic basement and the
diachrony of the definite beginning of Cretaceous Sedimenta-
tion, gives an increase in the stratigraphic lacuna in the direc-
tion indicated in Fig. 3. Keeping in mind the present disposi-
tion of the outcrops, some Sediments from the Lower Barre-
mian age appear in this lacuna, but lacking in continuity; al-
though in the eastern zones, they are situated, by age, almost
in continuity with the rest of the Cretaceous Sediments, in the
western zones, there is an ever-increasing Separation between
them. This is due to the fact that from the Oxfordian to the
Upper Albian, a series of tectonic mobility stages were usu-
ally accompanied by periods of erosion. Considering the in-
formation available at present, together with the contribution
made in this report, an attempt can be made to establish the
main episodes:

248

TURONIAN
CENOMANIAN
ALBIAN
j APTIAN
^ BARREMIAN
HAJTERIVIAN
VALANGINIAN
BERRIASIAN

PORTLANDIAN
KIUMERIDGIAN
OXFORDIAN

DOGGER

Fig. 3. Stratigrjphic.ll Licune between the Jur,issic .ind Cretaceous Sediments.

a) Beginning in the Oxfordian, it corrcsponds to a
slow elevation of the entire zone, accompanied by
an eastward tilt.

b) Post-Portlandian - Pre Upper-Valanginian, with
fracturing in blocks due to the reactivation of Her-
cinic fractures.

c) Intra-Hauterivian - similar to the above.

d) Intra-Barremian: with fracturing in blocks and a
first, general enlargement of the Sedimentation area
of the basin.

e) Base of the Upper Albian: with a general eastward
tilt and an elevation of the Meseta.

FACIES DISTRIBUTION

An analysis of the division, geometry, facies and chrono-
stratigraphic position of the differentiated Cretaceous forma-
tions has made it possible for us to establish the distribution of
the main sedimentary environments for each differentiated
chronostratigraphic interval. The choice of intervals was
made according to the possibility of datings or the need to
demonstrate important paleogeographic changes during cer-
tain time lapses within the Cretaceous.

From the Berriasian only marine Sediments with marine
characteristics similar to those of the Portlandian are known
in the Jumilla-Yecla zone. In the remaining areas, either there
was no Sedimentation, or it was later eroded. (Fig. 4.1).

During the Valanginian-Hauterivian (the fossils found do
not permit greater precision), the marine influence quickly

advanced in a narrow, elongated basin predetermined by ba-
sement tectonic together with the reactivation of Tardiherci-
nian strike-slip faults, basically in a NW-SE direction. La-
goon and tidal piain environments appear which, in turn, are
bordered on the NW by coastal alluvial plains with a certain
tidal influence, (Fig. 4.2). In the Jumilla-Yecla region, the Se-
dimentation is marine of a recifal nature.

In the Lower Barremian (Fig. 4.3), probably covering as
well the Upper Hauterivian, the Sedimentation continues in a
narrow trough, reaching more northernly positions and deve-
loping as well in other points within the Albacete Gulf. Du-
ring this stage, in the entire basin within the Iberian trough,
there was a predominant appearance of paralic environments
with a more littoral nature in the extreme southeast and more

249

Fig. 4, Paleogeographical maps: 4.1 Berriasian. 4.2 Valanginian-Hauterivian. 4.3 Lower Barremian. 4.4
Upper Barremian. 4.5 Bedoulian. 4.6 Lower Gargasian.

Continental towards the NW. A narrow connecting band exi-
sted between the two in which marsh environments prevailed
of mixed terrigenous-carbonate nature. In general, within
this group of paralic environments, the carbonate facies pre-
vailed towards the SW in the Albacete Gulf, while the silici-
clastics were concentrated round the High of Javalambre-Va-
lencian Massif. In the northeastem area of the Jumilla-Yecla
zone, the Sedimentation is of a carbonate nature with a very
strong marine influence.

From this moment, the paleogeography of the region un-
dergoes an important change due to an important interval of

tectonic instability. This new stage begins with the appea-
rance of coastal alluvial plains, during the Upper Barremian,
together with extensive silty inundated plains, with lacustrine
subenvironments. In the southeasternmost part, calm envi-
ronments prevail with an internal, carbonate platform of the
Urgonian type, with a wide development of Rudists, essen-
tially Requienids. Between these marine environments and
the Continental ones, there is a wide band of coastal environ-
ments of a mixed terrigenous-carbonate nature, surrounded
on the north by marshes, (Fig. 4.4).

In the Bedoulian (Fig. 4.5), an Urgonian type platform ap-

250

pears in the basin with calm, carbonate, inner platform envi-
ronments, with a large development of Rudists, basically Re-
quienids and Monopleurids. Skirting it on the north, there is a
coastal band of a mLxed terrigenous-carbonate nature in
which coastal bars, Channels and tidal plains develop.

The Lower Gargasian corresponds to a regressive stage,
with a sudden arrival of terrigenous Sediments basically from
the Meseta to the basin, where coastal alluvial plains appear.
In the southern region, mixed terrigenous-carbonate lagoon
coastal environments appear, of a more open nature the far-
ther south one goes, (Fig. 4.6).

During the Upper Gargasian-Clansayesian, (Fig. 5.1), the
installation of a new Urgonian platform of lesser extension
than the previous one occurred which, in the outermost zo-
nes, offers a large development of Rudists (Requienids and
Monopleurids) and Corals. Skirting this platform, there were
mixed terrigenous-carbonate coastal environments with a de-
velopment of coastal bars and tidal plains. In the northern
part, coastal alluvial plains developed. This stage ends with
the important arrival of terrigenous Sediments to a large part
of the basin, corresponding to the Lower-Middle Albian,
forming the base of the "Arenas de Utrillas", (Fig. 5.2). The

Fig. 5. Paleogeographical maps: 5.1 Upper Gargasian-Clansayesian. 5.2 Lower-Middle Albian. 5.3 Up-
per Albian (lower part). 5.4 Upper Albian (upper part). 5.5 Lower Cenomanian. 5.6 Middle Cenomanian.

251

deposits, corresponding to this time and that display a greater
carbonate internal plattorm marine influence, are limited to
the southernmost zone. In the western and northem part of
the basin, alluvial and coastal piain environments appear and
which, in their most distal areas, were clearly influenced by
tides. Between these there is a mixed terrigenous-carbonate
coastal band with coastal bars and a lagoon. The expansion of
the basin begins at this moment, surpassing the High of Java-
lambre-Valencian Massif. This process presents two trans-
gressive pulses: one corresponding to the Upper Albian, in
which an internal carbonate platform was installed, skirted on

the W by mixed terrigenous-carbonate coastal environments,
(Fig. 5.3). The zone more to the west parallel to the previous
one, facies are found corresponding to proximal to distal allu-
vial plains that correspond to the " Arenas de Utrillas" Forma-
tion. In the second pulse, which took place during the Vraco-
nian, after a short regressive episode, a more complex, more
extensive, carbonate, internal platform was mstalled,
(Fig. 5.4).

As a result of all this, the basin offers conditions from
which a clear homogenization of the same is produced du-
ring the Cenomanian with the definite Installation of a relati-

Fig. 6. Paleogeographical maps: 6.1 Upper Cenomanian. 6.2 Lower Turonian (basal pan). 6.3 Upper
Coniacian. 6.4 Santonian- Lower Campanian. 6.5 Upper Campanian-Lower Maastrichtian.

252

vely Stahle epicontinental platform throughout the entire Ibe-
rian region, (Fig. 5.5). The Sedimentation in this platform be-
gins in the western part with open, carbonate lagoon envi-
ronments, showing a strong influence of fine terrigenous Se-
diments. In the western and nonhem parts, restricted lagoon
environments prevail of a mixed fine terrigenous and carbo-
nate nature. Related with these are extensive zones of marshy
tidal plains, changing into Continental terrigenous facies to-
wards the NW and W.

During the Middle Cenomanian, a carbonate internal plat-
form was installed throughout the entire region, (Fig. 5.6).
The Upper Cenomanian is characterized by a basic fact which
is the general homogeneization of the basin, with the appea-
rance of wide carbonate tidal plains, (Fig. 6.1).

Another transgressive period begins in the Lower Turonian
(Fig. 6.2), which, during the first stage, causes a complete
homogeneization, with the Installation of an extensive carbo-

nate platform tilted northwards in which the outermost envi-
ronments are found, including ammonites and planctonic
foraminifers. During the second stage, a regressive tendency
is initiated and a carbonate ramp is formed with more external
zones of micritic Sedimentation and Rudist patches, together
with other more superficial zones where large calcarenitic
bars develop. After this, there is an Interruption episode
throughout the entire area and which includes, at least, the
Upper Turonian and part of the Coniacian. Starting at this
point, an extensive, superficial and complex, internal carbo-
nate platform appears, reaching its maximum development
during the Upper Santonian, (Figs. 6.3 and 6.4).

The regressive tendency ends during a second stage develo-
ped in the Upper Campanian-Maastrichtian, and in which ex-
tensive plains appear near the coastline with permanent mar-
shes and lakes containing carbonate and lutitic Sedimentation,
(Flg. 6.5).

SEDIMENTARY CYCLES AND TECTOSEDIMENTARY EPISODES

Fig. 7. Sedimentary cycles and tectosedimentary episodes.

253

The different types of facies described, their horizontal di-
stribution for each age and the variations in their vertical di-
stribution, have made possible to establish eight sedimentary
cycles for the Cretaceous of this sector of the Iberian Range
(Mas et al. 1982). These sedimentary cycles are usually sepa-
rated by stratigraphic discontinuities of different classes, re-
flected by important changes in their sedimentologic and pa-
leogeographic evolution. These eight sedimentary cycles can
be grouped, at the same time, into five large tectosedimentary
episodes (see below) whose boundaries are determined by
events that effect on the whole entire area in question. The
cycles, the tectosedimentary episodes, as well as the temporal
and spatial position occupied by the eighteen differentiated li-
thostratigraphic units, are represented in Fig. 7.

The first cycle (I), developed during part of the Valanginian
and/or part of the Hauterivian (no definite paleontological
confirmation on the same exists), appears only in limited
areas within the southwestern Iberian Trough. It corresponds
to the beginning of Sedimentation after an absence of deposits
and erosion, during which time important episodes of tecto-
nic instabiliry occurred in almost the entire area studied. The
Sediments were deposited in a narrow, elongated basin, pre-
determined by a tectonic of basement blocks together with the
reactivation of Hercinian strike-slip faults. In general, this
cycle offers a regressive nature and terrigenous Sediments
predominate.

After another interval of tectonic instability, reflected by
sedimentary interruption with a period of erosion, an abrupt
change was brought about in Sedimentation conditions, but
the paleotectonic guideHnes that condition the shape of the
basin were maintained. Under these circumstances, cycle II
evolved mainly during the Lower Barremian, although it can
also be represented at the top of the Hauterivian. It begins
with a short period characterized by a transgressive trend fol-
lowed by another regressive period. The Sediments, corres-
ponding to this cycle, are terrigenous or carbonatic, depen-
ding on the area.

Cycle III, which includes the Upper Barremian and the Be-
doulian, corresponds to the expansive stage of the basin, with
the development of the transgression that produced the Instal-
lation of a marine platform with Urgonian Sedimentation.
This transgression is complex, as it developed from a double
pulse, the first corresponding to this cycle, (Arias et alt.
1979). The base contains mainly fine terrigenous Sedimenta-
tion, changing into carbonate as the transgression advances.
Only at the very end of this cycle can regressive features be
found.

Cycle IV includes the Upper Aptian and the Lower and
Middle Albian, and corresponds to the second pulse of the
Aptian transgression. A large part of the "Arenas de Utrillas"
Formation is found at the top. The base of the cycle is trans-
gressive, starting with terrigenous Sediments that correspond
to coastal alluvial plains, passing to lagoons and ending,
towards the top, in an Urgonian carbonatic platform, less ex-
tensive than the previous one. This cycle finishes with a re-
gression caused by the powerful arrival of terrigenous Sedi-
ments from the Meseta that cover a large part of the basin.

Cycle V develops during the Upper Albian and includes
two transgressive pulses, abruptly interrupted at the top. The
Upper is more extensive than the lower one, and both develop

in a northwestern direction, according to the model given by
Garcia et al. (1978). This cycle represents the base of the
large transgression of the Upper Cretaceous in the Iberian
Range, where the expansion of the basin is considerable, sur-
passing for the first time the Javalambre High and the Valen-
cian Massif which, tili the moment, had closed the basin on
the northeastem side.

Cycle VI occurs throughout the entire Cenomanian and in-
cludes a transgressive-regressive series with carbonate Sedi-
ments. During this cycle, a clear homogenization of the ba-
sin is produced. The most important point is the Installation
of extensive carbonatic tidal flats.

Cycle VII represents the Turonian (s . 1 . ) ; however, its con-
tinuiry cannot be determined in the Upper Turonian. In gene-
ral, it has a regressive nature which is abruptly interrupted
towards the top. It corresponds to the stage in which the basin
underwent a maximum opening towards the open sea, with
the Installation of Ammonite and planctonic Foraminifera en-
vironments. Towards the top Rudist patches predominate.

After this cycle, it has not been possible to make a paleonto-
logical d istinction of the Upper Turonian nor of a large part of
the Coniacian throughout the southwestern Iberian Range.
This coincides with a stage in which there are signs of evident
sedimentary interruption in the entire area. For this reason,
and due to a lack of more conclusive evidence, we believe
there is a possible lacune which would include the above men-
tioned time interval.

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1 1

Fig. 8. Tectosedimentary episodes (see text).

254

After this Interruption, the Sedimentation is renewed with
Sediments of an obvious Continental influence which form the
base of cycle VIII. Tliis cycle, belonging to the Senonian, de-
velops rapidly into a shallow carbonatic platform, initiating at
once a regressive period that occupies the greater part of the
cycle. The cycle ends with the intallation of Continental envi-
ronments near the coastline.

These eight sedimentary cycles in which the Cretaceous Se-
diments of this region have been divided, can be grouped into
five tectosedimentary episodes, based on tectonic phenomena
of varying importance with repercussions in Sedimentation.

In Fig. 8 the different tectosedimentary episodes are repre-
sented by way of an imaginary section of the SW Iberian
Trough in a SW-NE direction.

The first episode includes cycles I and II and is characteri-
zed by a strong Sedimentation influenced by a tectonic of ba-
sement blocks, with the formation of throughs and little bas-
sins related with grabens that offer strong subsidence and a
large amount of Sedimentation. Within this episode, and be-
tween cycles I and II, a greater expansion of the basin can be
seen in the latter, taking into consideration the present out-
crops. In the second episode, which includes cycles III and
IV, instability continues, represented by the movement of
blocks that divide the basin in zones of differentiating subsi-
dence. But, in general, this mobility is much less than in the
previous episode, which allows for a greater expansion of the
Sedimentation area that coincides with the " Aptian transgres-
sion", causing the development of Urgonian carbonate plat-
forms. By the end of this espisode, the arrival of terrigenous

contributions begins in the Albacete Gulf, representing the
regressive stage of cycle IV, without any discontinuitv with
the Urgonian limestones. The third episode, which includes
cycles V and VI, begins with the arrival and expansion of ter-
rigenous Sediments in the basin, having caused an evident pre-
vious erosion in some areas. This fact may be a reflection of
an elevation of the Meseta area at this time. During this episo-
de, the subsidence is of a generalized nature and not differ-
entiated in blocks, causing a homogenization of the basin in
the Upper part with the installation of an extensive epiconti-
nental shelf. In the fourth episode, which includes cycle VII,
the epicontinental platform is enlarged and deepened, ope-
ning northwestwards by means of a tilt on a NW-SE axis. Du-
ring this episode, the Proto-Atlantic and the Tethys basins
were possible joined together through the high of the we-
sternmost part of the region under study. Finally , and after an
important interruption in Sedimentation, the fifth tectosedi-
mentary episode appears, which includes cycle VIII. During
this episode, the basin becomes shallow and is finally divided
into little basins with an increasmgly more Continental nature.
The geometiy of this division does not appear to have any re-
lation with that of the Lower Cretaceous.

FoUowing the consideration of aulocogene, established for
the Iberian Range by Ai varo et al. (1981), with reference to
all the Sediments from the Permian to the Cretaceous, the evo-
lution we described for the Cretaceous with its stages of frac-
turing and graben (Lower Cretaceous), flexure (Upper Creta-
ceous) and folding (Final Cretaceous), corresponds in itself to
the internal development of an aulacogenous through.

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255

Zitteliana

255-264

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Le Cretace inferieur de Tunisie
Apercu stratigraphique et sedimentologique

Par
PIERRE FELIX BUROLLET, LUCIA MEMMI et ALI M'RABEP^)

Avec 2 figures dans le texte et 1 tableau

RESUME

Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable ä la fois par
la puissance (jusqu'ä 4000 m) de ses Sediments et la variabilite
de ses depöts. Ces series ont ete subdivisees en unites litho-
stratigraphiques, d'utilisation courante. De meme, l'abon-
dance des fossiles (Ammonites, Foraminiferes) ä certains ni-
veaux ä permis d'etabiir des subdivisions biostratigraphiques.
Parallelement l'etude sedimentologique a precise les milieux
de Sedimentation et l'evolution paleogeographique de ces se-
ries.

En Tunisie, trois sequence sedimentaires peuvent ainsi etre
distinguees. La premiere du Jurassique terminal au Barremien
p. p. est regressive. Elle correspond essentiellement ä la mise
en place d'un complexe terrigene progradant de type deltaique

depuis le Nord du Sahara jusqu'en Tunisie centrale. Vers le
Nord, on passe ä des depots mamo-calcaires oü les recurren-
ces turbiditiques sont frequentes. Les deux sequences suivan-
tes datees du Barremo-Aptien sont transgressives puis regres-
sives.

En Tunisie Centrale et meridionale, les depots sont carbo-
nates, terrigenes ou evaporitiques de type plateforme. Plus au
Nord, ils sont relayes par des facies carbonates ä Clements re-
cifaux puis par des marnes de mer ouverte. L'ensemble trans-
gressif du Cretace superieur debute dans l'Albien.

La repartition des facies et des epaisseurs de ces series est re-
gte par des facteurs structuraux auxquels s'associe le debut de
mouvements halocinetiques.

KURZFASSUNG

Die Unterkreide in Tunesien ist bemerkenswert durch ihre
große Mächtigkeit (bis 4000 m) und die Verschiedenartigkeit
der Sedimente. Diese Serien wurden in lithostratigraphischen
Einheiten unterteilt; reiche Ammoniten- und Foraminiferen-
funde erlaubten eine biostratigraphische Gliederung. Sedi-
mentologische Untersuchungen halfen die paläogeographi-
sche Entwicklung zu erhellen.

Man kann drei Sedimentations-Abfolgen unterscheiden:
Die erste Abfolge ist regressiv beginnend mit dem Ende des
Jura bis in das Barreme. Ein terrestrischer Komplex in Form
eines Deltas rückt nordwärts aus der Nord-Sahara bis nach
Mittel-Tunesien vor. Nach Norden zu folgen Mergel-Kalk-

Folgen mit häufigen Turbidit-Einschaltungen. Die beiden
nachfolgenden Sequenzen sind zunächst transgressiv, dann
wieder regressiv.

In Zentral- und Südtunesien handelt es sich meist um Kar-
bonate terrigene und z. T. evaporitische Ablagerungen vom
Plattformtyp. Nach Norden zu werden sie abgelöst durch
Riffgesteine und weiter anschließend durch Mergelsedimente
eines offenen Meeres. Die transgressive Folge, die bis in die
Oberkreide reicht, beginnt im Alb. Die Faziesverteilung und
die Mächtigkeiten dieser Serien stehen in Abhängigkeit von
tektonischen Großstrukturen, hinzu kommt der Beginn von
halokinetischen Bewegungen mit Bodenunruhen.

*) P. F. BuROLLET, Total - C. F. P., 35-45 Quai A. Citroen,
F-75739 Paris Cedex 15; L. Memmi, Departement de Geologie
(Service Geologique), 95 Av. Mohamed -V-, 1002 Tunis Belvede-

re, Tunisie; A. M'Rabet, Laboratoire de Geologie, Faculte des
Sciences, Campus Universitaire, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie.

256

40 km

-I

. ^ , ^ ^ ^ ^ ^

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^^^^^

yC h^iii ^ ^^ ^

^ E

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^ F

^ C

Influence detritique

Axe N.S.

Fig. 1: D'apres J. Marie et al. 1980).

A = Argiles ä faune planctonique; B = Transition entre A et
C;C= CalcairebioclastiquesubrecifaljD = Recif; E = Cal-
caire bioclastique dolomitise; F = Dolomie avec passees
d'anhydrite et de detritiques.

Liste des Localites: (1) Jebel Graouche; (2) Jebei Adissa; (3)
Coupe de Zeflana; (4) Jebel Ed Diss; (5) Coupe d'Oued Zar-
ga; (6) Jebel Goraa; (7) Jebel Ressas; (8) Jebel Oust; (9) Jebel
Rhazouane; (10) KhanguetelHadjadj;( II) Coupe du Barrage
du Mellegue; (12) Jebel Bene Klab; (13) Jebel Rihane; (14) Je-
bel Cheid; (15) Jebel Zaghouan; (16) Jebel Ben Saidane; (17)

Jebel Mdeker; (18) Jebel Zaress; (19) Coupe de la Gara- Ha-
meima; (20) Jebel Serdj ; (2 1 ) Jebel el Hamra; (22) Jebel Sem-
mama; (23) Jebel Chambi; (24) Jebel M'Rhila; (25) Jebel
Nara; (26) Jebel Sidi Khalif ; (27) Jebel Kebar; (28) Jebel Sidi
Aich; (29) Jebel Boudinar; (30) Jebel Meloussi; (31 ) Jebel Bou
Hedma; (32) Jebel Orbata; (33) Coupe de Foum el Argoub;
(34) Jebel Tebaga de Medenine; (35) Jebel Merbah el Asfer;
(36) Dahar; (37) Jeffara; (38) Gabes; (39) Mole des Kerken-
nah; (40) Golfe de Hammamet; (41) Jebel Hallouf; (42) Jebel
Bargou; (43) Jebel Bou el Haneche; (44) Ouargha; (45) Lam-
pedusa.

257

INTRODUCTION

Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable par la puis-
sance de ses Sediments et par ses variations de facies; faisant
suite ä des travaux de reconnaissance (PervinquiEre 1903, So-
LiGNAC 1927) et ä des etudes regionales (Castaisti- 1951 etSAiN-
FELD 1952), une Classification lithostratigraphique a ete pro-
posee par Burollet (1956) et est couramment utilisee depuis.
Les progres de la paleontologie, en particulier dans le domaine

des Ammonites, des Foraminiferes, des Ostracodes et des
Tintinniens ont permis une subdivision biostratigraphique
fine (BisMUTH 1973, Memmi 1981, Salaj 1980, etc.). Le deve-
loppement des analyses sedimentologiques a permis de preci-
ser les milieux de depöts (Fournie et Pacaud, 1973, M'Rabet
1981) tandis que les forages petroliers etendaient les connais-
sances ä l'Est et au Sud des zones d'affleurements.

1 . AIRES DE SEDIMENTATION

Durant le Cretace inferieur la Tunisie est le siege d'un con-
flit entre les apports detritiques sahariens et les facies marins
ouverts tethysiens au Nord. A l'exception de la plate-forme
stable saharienne (Dahar et Jeffara), il s'agit d'une plate-forme
instable irregulierement subsidente s'abaissant vers un bassin
profond situe plus loin au Nord.

En Tunisie atlasique et Orientale, c'est-ä-dire tout ce qui est
au Nord de Gabes on met en evidence un certain nombre de
secteurs structuraux. Dans le sens Ouest-Est on distingue la
Tunisie occidentale, plus instable, de la Tunisie Orientale plus
stable mais entierement masquee maintenant par les Sediments
neogenes et quatemaires ou par les eaux de la Mer Pelagienne;
ä la limite des deux, une suture majeure dite Axe Nord-Sud,
formee probablement d'un ensemble de failles N. S. acciden-
tant le socle ante-triasique, a joue en bourrelet et en butoir.

Dans le sens transversal, on distingue les unites suivantes du
Sud au Nord:

- Des sillons subsidents au niveau des Chotts et de Gafsa ä
rOuest, sous le Golfe de Gabes ä l'Est.

- Une transversale moins subsidente au droit de la Tunisie
centrale ä l'Ouest et du möle des Kerkennah ä l'Est; durant
l'Aptien et l'Albien inferieur, une large zone de ce secteur
etait emergee ä proximite et surtout ä l'Est de l'A.xe N. S. :
l'ile de Kairouan.

- Au Nord, la plate-forme s'abaisse vers des bassins forte-
ment subsidents et plus profonds: sillon tunisien au N. O.
etGolfedeHammametauN. E.Plus au N. W.,au-delädu
sillon tunisien, une ride se serait ebauchee ä certaines epo-
ques (Hairech), le separant des sillons telliens.

2. DESCRIPTION DES SERIES DU SUD AU NORD

2.1 Dans le sillon des Chotts et sur le Craton saha-
rien le passage Jurassique - Cretace se fait en continuite de
Sedimentation. La serie purbecko-wealdienne ou formation
Asfer est constituee d'alternances de minces depöts marins et
de couches greso-argileuses subcontinentales. Busson (1972)
attribue le depöt de ces couches ä des transgressions et des re-
gressions marines sur un pays extremement plat correspon-
dant ä un environnement de type deltaique.

Mince et greseuse au Sud, la serie montre vers le Nord, en
direction du promontoire du Tebaga, un enrichissement rela-
tif en carbonates.

Dans le sillon des Chotts, ces series ont ete recoupees par les
sondages petroliers. M'Rabet (1981) les compare aux forma-
tions Meloussi et Boudinar de Tunisie Centrale.

Au-dessus, apparait ä Bateun el Rezel (S. S. W. de Tata-
houine) une serie de sables, d'argiles rouges et vertes, de gres
grossiers ou formation Chenini. Busson (1972) pense que
cette Serie serait en partie d'äge hauterivien. Il s'agit de depöts
fluvio-deltaiques accumules par des cours d'eau extremement
puissants. Ces conditions subaeriennes sont entrecoupees de
phases d'emersion et d'erosion.

Cette serie se biseaute vers le Nord et s'epaissit vers l'Ouest
en direction du Sahara. Recoupee par les sondages petroliers,
dans l'anticlinal des Chotts, cette serie comporte des calcaires

ä Choffatella decipiens d'äge Barremien. M'Rabet (1981)
compare cette serie ä la formation Bou Hedma de Tunisie cen-
trale.

Dans la region du Tebaga de Medenine, des dolomies et des
calcaires dolomitiques ä nodules siliceux noirs de la «barre
carbonatee inferieure» (Busson, 1967) surmontent la forma-
tion Chenini. Tis ont livre une faune de Cylindroporella et Pa-
lorbitolina lenticularis de l'Aptien et correspondent ä un fa-
cies ä tendances lagunaires.

La presence d'un Albien d'epaisseur reduite est probable.
Vers le Nord «la barre carbonatee inferieure» s'epaissit alors
que vers le Sud, ä la latitude de Ghoumrassen eile s'enrichit en
quartz clastiques.

Sur le flanc Sud du Chott Fedjedj des marnes ä passees gyp-
seuses et ä intercalations calcaro-dolomitiques, avec une riebe
faune du Gargasien, sont surmontees par des gres grossiers ä
bois fossiles recouverts eux-memes par des alternances de cal-
caires parfois oolitiques, d'argiles et de marnes. Ces dernieres
couches ont fourni une riebe faune d'Ammonites (Knemice-
ras aegyptiacum, K. douvillei, K. gracile) qui indiquent un äge
albien moyen ä superieur.

Au-dessus repose une barre carbonatee constituee de bancs
durs et massifs de dolomies et de calcaires dolomitiques for-
mant une corniche. Cette serie correspond ä la barre albo-vra-

258

conienne connue vers l'Ouest, dans les regions sahariennes.
Certains niveaux silicifies su sommet ont livre des Nerinees,
des Huitres et des Rudistes (Distefanella et Eoradiolites) .

2.2 En Tunisie centrale, entre Gafsa, Kasserine et Kai-
rouan, la transition est progressive entre les facies meridio-
naux et les series marines du Nord. On verra donc progressi-
vement les unites lithostratigraphiques deltaiques ou inter-
mediaires faire place ä des termes argilo-calcaires comprehen-
sifs.

En fait, l'ensemble des formations du Cretace inferleur re-
presente une megasequence regressive accidentee de deux pul-
sations transgressives au Barremo-Aptien et ä l'Aptien supe-
rieur, annongant la vaste Invasion marine de l'Albien supe-
rieur-Cenomanien.

Le passage Jurassique - Cretace - est continu; au-dessus des
carbonates massifs de la Formation Nara, les argiles de Sidi
Kralif presentent des intercalations cakaires ä Ammonites (et
ä Calpionnelles ä la partie inferieure). La base est diachrone:
Zone ä Microcanthum (Tithonique superieur) au jebel Bou
Hedma, zone ä Jacobi plus au Nord et de meme le sommet
appartiert au Tithonique terminal au Sud et la zone ä Boissieri
(Berriasien superieur) au jebel Sidi Kralif et plus au Nord.

Vers l'Ouest, le sondage petrolier Douleb 101 a traverse
une epaisse serie (2900 m) d'argiles silteuses de gres tres fins, ä
niveaux dolomitiques importants ou «formation des dolomies
du Douleb 101» (Fournie etPACAUD, 1973). Datee du Berria-
sien ä Valanginien par Nannofossiles et Palynoplanctonolo-
gie, cet ensemble representerait un equivalent plus carbonate
de la formation Sidi Kralif.

Au-dessus vient la Formation Meloussi, avec des alternan-
ces de sables, d'argiles, de dolomies rousses et de gres bruns;
l'äge de la limite est variable correspondant ä la progression de
depöts detritiques de type deltaique du Sud au Nord: Berria-
sien superieur ä Valanginien au Sud, Hauterivien plus au
Nord, etc.

Dans la region de Gafsa et de Sidi Bou Zid, se developpe
au-dessus du Meloussi, une unite de sables fluviatiles genera-
lement blancs ä stratification entrecroisee, en barres d'accre-
tion laterale et en chenaux: c'est la Formation Boudinar d'äge
approximatif Hauterivien ä Barremien inferieur. Vers le
Nord, dans les facies de front de delta, apparaissent des inter-
calations marines d'argiles et de dolomies ; on passe alors ä une
Formation Meloussi «sensu lato» comme aux jebels Hallouf,
Mrhila, etc.

Les Formations Meloussi et Boudinar sont surmontees par
une serie de cakaires fins, de dolomies, d'evaporites, d'argiles
bigarrees et de sables fins, dite Formation Bou Hedma definie
dans la region de Gafsa. Elle est datee par des Foraminiferes
benthiques qui lui conferent un Ige Barremien (peut-etre su-
perieur?) - Bedoulien p. p.

De la region des Chotts jusqu'aux environs de Sidi Bou Zid,
le milieu de depöt evoque un vaste estran («tidal flats») et des
sebkhas. Par contre, au jebel Mrhila, le Bou Hedma est rem-
place par la formation Mrhila: epaisses couches de marnes se-
parees par de fines intercalations de calcaires bioclastiques qui
supportent des dolomies massives. Les Foraminiferes benthi-
ques et les Algues vertes y abondent et indiquent un äge Be-
doulien. Le milieu de depöt est infralittoral et calme devenant

plus agite et ä dominante carbonatee au sommet. Vers l'Ou-
est, on passe au jebel Chambi et dans le sondage Douleb 101, ä
des dolomies ä bioclastes, des calcaires bioclastiques et ooliti-
ques. Cet equivalent carbonate de la formation Bou Hedma
correspond ä un milieu inter-supratidal.

Sur le dernier banc dolomitique de la Formation Bou
Hedma ou ses equivalents, repose la Formation Sidi Aich. Ce
sont des sables generalement fins ä tres fins, mais pouvant etre
localement grossiers et de couleur rouge, ä lie de vin. Ces sa-
bles admettent des passees d'argiles silteuses et des bancs car-
bonates. Tis s'etendent des Chotts jusqu'ä la region de Kasse-
rme et ont ete traverses par de nombreux forages du Sahel.
M'Rabet (1981 ) leur attribue indirectement un äge Bedoulien
p.p.

Leur milieu de depöt peut etre qualifie de marin peu pro-
fond. Dans la region de Sidi Bou Zid, les sables de coleur
rouge et localement ä paleosols, refletent un milieu plutöt flu-
viatile ä subaerien.

Les Formations Orbata et Serdj sont deux unites essentiel-
lement carbonatees qui se relayent lateralement et qui repo-
sent souvent sans la moindre discordance sur les sables de Sidi
Aich.

La Formation Orbata est un ensemble de dolomies et de
calcaires ä Orbitolines, de carbonates lamines, avec des alter-
nances de marnes ä huitres et de marnocalcaires; ä la partie
mediane, le sommet est souligne par un niveau greseux repere.
Le membre superieur est represente par des sequences mar-
no-calcaires surmontees par des dolomies formant corniche.

Les termes inferieur et moyen ont fourni des Foraminiferes
benthiques qui permettent de les attribuer au Gargasien-
Clansayesien, alors que le sommet correspondrait peut-etre a.
l'Albien inferieur.

La Formation Orbata s'est deposee en milieu marin peu
profond et de faible energie qui passe ä une Sedimentation
calme et lagunaire, au sommet du membre inferieur. La re-
prise marine se manifeste ä la base du membre moyen avec di-
minution de la profoundeur du milieu et arrivee des gres ma-
rins au sommet du membre moyen; le membre superieur s'est
depose en milieu Lnfratidal de faible energie.

VersleN. E., au jebel Kebar, seulle membre inferieur de la
formation Orbata existe. II est surmonte par une serie conti-
nentale ou formation Kebar (Khessibi, 1976). Elle est consti-
tuee ä sa partie inferieure de conglomerats, d'argiles rouges,
de calcaires blancs a Ostracodes et Characees et de dolomies.

Dans sa partie superieure, eile englobe des argiles rouges,
des sables barioles, fins ä grossiers et ä paleosols. L'äge de la
Formation Kebar est deduit par encadrement et va du Garga-
sien superieur ä l'Albien inferieur. L'emersion du secteur de
Sidi Bou Zid ä la fin du Gargasien moyen etend vers l'Ouest
l'ile de Kairouan ou manquent souvent les depöts posterieurs
ä l'Hauterivien; il est difficile de dire si eile etait largement
emergee avant ou si les couches correspondantes ont ete ero-
dees.

Par contre, on sait qu'au Gargasien superieur (Clansayesi-
en) l'ile de Kairouan a servi de source de materiel greseux
transporte vers le Nord-Ouest, le Nord et le Nord-Est et in-
tercale lä dans les series argileuses pour donner la Formation
Hameima qui surmonte le Serdj ou s'intercale ä sa partie supe-
rieure.

260

En effet, vers les zones externes, la Formation Orbata est
relayee par les calcaires du Serdj, bioclastiques, parfois reci-
faux (Rudistes, Polypiers, Orbitolines, Algues, etc.). Au je-
bel Serdj, Tlatli (1980) a distingue une Formation Hamada
surtout marneuse (Bedoulien ä Gargasien inferieur) et une
Formation Serdj montant jusqu' ä la base de l'Albien: calcaire
massif avec des passees terrigenes. Au nord du Serdj et au Bar-
gou Sedjil (1981) ä montre que l'Albien est monte en trans-
gression aux flancs d'un bombement dejä ebauche; des monti-
cules de boue assez remarquables, existent dans l'Albien, aux
Sebaa Koudiat, sur le flanc Ouest du Bargou. Au jebel El
Hamra de Kasserine, au Chambi et au Mrhila des pulsations
ont cause des emersions ä differentes etapes du Gargasien et de
l'Albien (M'Rabet 1981).

L'Albien inferieur manque dans de nombreux secteurs de
Tunisie centrale; il n'y a continuite de Sedimentation entre
Aptien et Albien superieur que dans le Sillon de Gafsa et bien
entendu en Tunisie septentnonale.

La transgression de l'Albien moyen et surtout superieur se
fait par des marnes fossiliferes avancees de la Formation Fah-
dene qui se developpe plus au Nord.

Les facies rencontres aux jebels Serdj et Bargou se rencont-
rent largement en Tunisie centrale au bord externe de la plate-
forme (Bou el Hanech par exemple avec les Formations Ha-
mada et Serdj bien characterisees) et en Tunisie Orientale, dans
de nombreux forages sous la Mar Pelagienne. Au Nord du je-
bel Bargou, les calcaires du Serdj passent lateralement ä des
gres marneux plus profonds qui sont decrits dans le chapitre
suivant.

2.3 Tunisie septentrionale

Dans le sillon tunisien et sous le Golfe de Hammamet, le
Cretace inferieur entier est ä dominante marneuse ou argileu-
se, avec en general de tres fortes epaisseurs. Le long de l'Axe
N. S. et surtout ä l'Est de celui-ci, les epaisseurs sont tres va-
riables et Ton connait de nombreuses lacunes ainsi que des se-
ries condensees. On aura donc une Opposition tres nette entre
l'Axe N. S. et les sillons.

A la fin du Jurassique, les hauts fonds de Zaghouan voient
l'instaliation de recifs ä Polypiers, Rudistes et Algues se pour-
suivant jusqu'au Berriasien. Au Sud et ä l'Ouest (jebel Oust,
Zaress, Bene Klab) predominent les calcaires micritiques ä
Calpionnelies avec des intercalations marneuses, de facies Sidi
Kralif classique.

Le Valanginien comporte des marnes schisteuses ä rares
bancs de calcaires marneux. On y recueille une riebe faune
d'Ammonites pyriteuses et de Belemnites de la zone ä Per-
transiens. Ces couches supportent de puissantes altemances
de marnes, de lits de gres et de bancs de quartzites ayant livre
de rares Belemnites. Au sommet, des marnes ä concretions
ferrugineuses ont livre Saynoceras verrucosum qui indique la
base du Valanginien superieur. Au-dessus, reposent des alter-
nances de marnes et de calcaires marneux ayant fourni Neo-
comites (Teschenites) callidiscus qui caracterise le Valanginien
superieur.

L'H auterivien debute par des calcaires en bancs serres ou
«niveau ä Oosterelles». (Memmi, 1969). De nombreuses espe-
ces d'Oosterella y sont associees ä Breistrofferella castella-
nensis qui indique l'Hauterivien inferieur. Au-dessus repo-
sent des marnes ä rares calcaires ä debit esquilleux. Vers le

N. E., la Sedimentation est plus calcaire et les Crioceratidae
de la Zone ä Loryi abondent. Ces couches sont surmontees
par des marnes ä petits bancs de calcaires marneux qui ont
livre des Ammonites des zones a.Jeannoti et Nodosoplicatum
du sommet de l'Hauterivien inferieur. Au-dessus reposent
des marnes avec quelques bancs greseux au sommet. EUes ont
livre une riebe faune pyriteuse qui indique les zones ä Sayni et
Ligatus. L'Hauterivien se termine par une barre faisant res-
saut dans la topographie constituee d'alternances serrees de
marnes grises et de bancs de calcaires durs ä Balearites halea-
ris et Pseudothurmannia angulicostata.

Le Barremien debute par des altemances de marnes, de
bancs de calcaires et de calcaires marneux qui au jebel Ben Sai-
dane contiennent des Ammonites, des Echinides et des Bra-
chiopodes de la zone ä Caillaudi du Barremien inferieur.

Au-dessus s'observe une barre constituee de calcaires subii-
thographiques en gros bancs et de calcaires marneux gris qui
contiennent au sommet Hemthoplites feraudianum. Cette
barre repere qui ceinture les massifs jurassiques est surmontee
par des marnes ä minces horizons greseux et rares bancs de
calcaires greseux. Tres fossiliferes, les marnes contiennent des
Ammonites de la zone ä Astieri de la partie moyenne du Bar-
remien superieur. Des marnes avec quelques bancs de calcai-
res marneux les separent de nouvelles altemances de marnes et
de petits bancs greseux et calcaires qui ont livre Leptoceras
pHZOiiannm, fossile de zone du Barremien superieur. Ces ni-
veaux sont remarquablement fossiliferes en divers points de
l'Atlas tunisien oriental et les faunes pyriteuses rappellent Cel-
les du Barremien du Constantinois (jebel Ouach). Au som-
met, une barre de calcaires noirs en plaquettes bitumineux ä
patine blanche constitue un repere lithologique cartographi-
que entre Barremien et Aptien. On retrouve cette barre de cal-
caire en plaquettes jusque dans les regions de Bejä et de Te-
boursouk vers l'Ouest.

L'Aptien debute par des marnes gris verdätres ä rares
bancs de calcaires marneux qui ont fourni Deshayesites des-
hayes! et Pseudohaploceras matheroni qui indiquent la zone ä
Deshayesi du Bedoulien.

Au-dessus reposent des altemances de marnes et de bancs
decimetriques de calcaires et de calcaires marneux.

Les marnes ont livre d'abondantes Ammonites pyriteuses
qui caracterisent la zone ä Nisum du Gargasien inferieur. Au
sommet les marnes admettent de minces intercalations de cal-
caires greseux et de gres. Les fossiles rares caracterisent la
zone ä Suhnodosocostatum.

L'Albien comporte des altemances de marnes grises, de
calcaires parfois tachetes, de calcaires en plaquettes et de cal-
caires mameux. Les marnes ont livre des microfaunes de la
zone ä Ticinella roberti de l'Albien inferieur. Au-dessus, les
marnes contiennent des nodules de barytine fibroradiee et s'y
intercalent quelques bancs de calcaires rognoneux ou en pla-
quettes; les microfaunes correspondent ä la zone ä Rotalipora
ticinensis subtianensis de l'Albien superieur.

Elles sont surmontees par des calcaires en plaquettes bruns
ä minces lits marneux qui constituent un relief dans la topo-
graphie. Ces niveaux ont fourni Stoliczkaia dispar africana du
Vraconien et correspondent au calcaire du Mouelha de
l'Ouest du sillon. On voit donc que dans le Nord de l'Atlas
oriental, le Cretace inferieur a un facies de bassin ä l'Ouest de
l'Axe N. S.

50Km

- 250

500

2 500

250

600

Mouelha

Calcai res de
B l'Allam

SSKm

Calc aires d u
barrage
du Mel legue

Le Kef
(BUROLLET,1956)

—I
<

et
<

Z3
<
I

240

180

200

190

200

Oued Zarga'
(SALAJ et BAJAN1K,1972)
Serie reduite dans
la Zone des diapirs

TTH

I I Calcaires

I— I I Calcoires argileux

HWm Couche condansie
1 I Marnes, argilites

I."- ■••■"■I Gras

_^ Coupes

?0 40 Km

Domai ne

ESSAI DE CORRELATIONS
LI THOLOGIQUES ET S TRAT I GRAPH I QUE S
DANS LE CRETACE INFERIEUR
DU NORD TUNISIEN

Fl 9.2,

50 Km

38 Km

100

160

190

250

580

100

300

180

170

150
a

200

510

160

Kef en Nsoura
(BIELY.MEMIVII et SALAJ
1973 )
Serie condensee

d Enfidaville

les echelles
ne sont pas
respectees

d ' apres
Rouvier
modif ie

1977,

Djebel Ou st
(Domaine oriental)
(SUSNARDOetMEMWi 1972)

Dessin: SELMI H"' Salah

262

A l'Est de l'Axe N. S. par contre, les series eo-cretacees
sont souvent reduites: absence complete ä Hammam Zriba,
calcaires ä päte fine, tres minces ä Hammam Jedidi. Aux jebels
Mdeker et Rhezala (Biel y et al. 1 973 ) le Bedoulien et le Garga-
sien sont condenses en un banc de calcaires glauconieux ä con-
cretions phosphatees et croütes ferrugineuses. Au Khanguet
el Hadjadj, l'Aptien est greseux des la partie inferieure.

A l'Ouest, dans le sillon tunisien, on a un passage progres-
siv des facies de plate-forme aux facies profonds. En avant de
la plate-forme oü l'Aptien est recifal ou pararecifal, se deve-
loppent des hauts fonds, generalement sur des bombements
saliferes precoces avec des facies recifaux aiors que la Sedimen-
tation est argileuse dans les secteurs environnants.

Au jebel Hameima et ä la Gara, les calcaires du Serdj sont
surmontes d'altemances argilo-greseuses (Formation Ha-
meima) puis de la Formation Fahdene argilo-calcaire.

A la base de celle-ci, des marnes ä gros bancs de calcaire
roux ont fourni une riebe faune clansayesienne (Burollet
1956, BisMUTH 1973).

L'Albien inferieur, epais de pres de 300 metres, est argileux
avec une faune d'Ammonites dejä signalee par Pervinquiere
(1903, 1907). L'Albien moyen est represente par les calcaires
plus ou moins argileux de TAllam (Burollet 1956), eux-me-
mes surmontes d'argiles et marnes fossiliferes ä Ammonites,
Foraminiferes planctoniques et grosses Radiolaires (argiles
moyennes de Fahdene) avec ä la partie superieure des calcaires
noirs feuilletes ä patine claire: les calcaires du Mouelha; ces ni-
veaux correspondent ä l'Albien superieur et Vraconien et ils
montrent un net approfondissement du milieu, confirmant le
caractere transgressif rencontre en Tunisie centrale. La serie se
poursuit en continuite par les argiles superieures de Fahdene
(Cenomanien). On notera que les memes facies et unites sont
retrouves en forage au Nord de la plate-forme, ä l'Est de la
Tunisie, sous le Golfe de Hammamet et vers Lampedusa.

En allant vers le fond du Sillon Tunisien, les series s'epais-
sissent et la proportion de carbonates decroit. La formation
Serdj ayant disparu au Nord de Djerissa et de Slata, la coupe
du Kef-Mellegue montre une serie argileuse immense (1700
metres visible) du Cretace inferieur oü l'on distingue une par-
tie inferieure ä minces lits greseux, un banc de calcaire dolo-
mitique roux, des argiles ä Deshayesites weissi (Bedoulien) ä
leur base, de gros bancs massifs clansayesiens (calcaire du bar-
rage ä AcanthohopUtes bigoureti), plus haut encore quelques
gros lits calcaires correspondant ä l'Allam (Albien moyen).

Plus au Nord encore sur la feuille de Ouargha, l'Aptien pre-
sente un facies profond, un peu siliceux.

Au Nord de la Medjerda, le Cretace inferieur n'est connu
que dans la coupe de Thuburnic. Ce sont des alternances de
marnes, de calcaires argileux et de jaspes dates du Berriasien

par Calpionelles ou en blocs exotiques dans les marnes seno-
niennes de l'Unite du Col de l'Adissa (Rouvier, 1977). Quel-
ques lambeaux d' Albien s'observent dans l'ensemble structu-
ral de l'Unite d'Ed Diss, coinces sous une epaisse serie eocene.

Le monoclina! de Zeflana (N. E. de Bou Salem - Rouvier
1977) compone 1 500 metres d'argilites et de gres surmontes
de 500 m d'altemances argilo-calcaires se terminant par une
corniche calcaire; cet ensemble puissant ä rattacher ä la forma-
tion Sidi Kralif s. 1. comprend le Neocomien, le Barremien et
la majeure partie de l'Aptien. 250 metres d'argiles ä lits gre-
seux d'abord puis ä lits argilo-calcaires representent le Fah-
dene inferieur (Clansayesien et Albien inferieur). L'ensemble
se termine par trois barres calcaires separees par des marnes
(Fahdene moyen) oü l'on peut reconnaitre une analogie avec
les calcaires d'Allam et du Mouelha definis plus au Sud.

Dans la region de Tunis, l'Aptien essentiellement marneux
contient d'abondantes formes lisses qui temoignent d'un ap-
profondissement des le Gargasien inferieur.

Dans la zone des diapirs, le Cretace inferieur affleure dans
les structures injectees de Trias qui ont ete largement erodees.
La serie d'Oued Zarga est complete (Sal aj et Bajanik, 1972) et
remarquable par la reduction des epaisseurs.

Vers le S. W. au jebel Rihane, la Sedimentation devient plus
calcaire des l'Aptien. On y observe deux niveaux d'une ving-
taine de metres de puissance ou calcaires de Sidi Brahim dates
du Gargasien superieur (Ben Yagoub, 1978).

Dans ces calcaires de minces interlits mameux a nombreux
coprolites indiquent un milieu de depöt cötier.

Au S. W. du jebel Cheid (T. Dali, 1979) des le Bedoulien,
la presence de peuplements ä Palorbttolina lenticularis, Poly-
piers, Echinides, Gasteropodes et Ostraces annonce la pro-
ximite du domaine de la plate-forme externe.

Dans la region du Krib, au jebel Rhazouane affleure une
epaisse serie argileuse ä niveaux de silts, de calcaires greseux ä
Orbitolines et debris de Lamellibranches qui debuteraient des
le Barremien superieur.

Cette Serie deposee en bassin ä apports detritiques impor-
tants ä ete l'object au Clansayesien de conditions exception-
nelles pour permettre une tentative d'implanation recifale en
milieu ä forte influence terrigene (Tlatli, 1980).

Dans Taxe du jebel Goraa, l'Albo-Aptien est epais (600 m)
et constitue de marnes ä nombreux bancs calcaires alors que
sur le flanc S les series s'amincissent et comportent des marnes
ä intercalations de bancs de gres et de niveaux ä Orbitolines ä
la base (Ben Hadj Ali, 1979).

Vers le Nord, au jebel Graouche (Nord de Mateur), l'Ap-
tien (10 m) et l'Albien (30 m) sont tres minces et component
de nombreuses intercalations calcaires; ces facies sont lies ä
des montees halocinetiques precoces.

3. EVOLUTION SEDIMENTAIRE ET PALEOGEOGRAPHIQUE

Les donnees sedimentologiques geochimiques, diageneti-
ques et chronostratigraphiques recentes ont permis de distin-
guer trois sequences sedimentaires majeures et de definir leurs
milieux de Sedimentation (Fournie et Pacaud 1973, M'Rabet
1981).

A - La premiere megasequence (Tithonique ä Barre-
mien basal) ä caractere regressif correspond ä une phase de
comblement des aires de depöt. Elle correspond ä la mise en
place d'un complexe deltaique qui a comble une Tunisie cen-
trale occupee par une plate-forme externe durant le Jurassique
superieur, relayee au Sud par une plate-forme littorale.

263

Le complexe deltai'que se definit par trois milieux progra-

dants et assimiles successivement ä:

* un prodelta ä Sedimentation argileuse (partie superieure de
la formation Sidi Kralif).

'"■' une plate-forme deltai'que ä depöts argiio-sableux, mais ä
intercations carbonatees (Formation Meloussi).

■■■ une plaine fluviale ä sables particulierement grossiers (For-
mation Boudinar).

Les apports argilo-quartzeux predominent dans le »Sillon
Tunisien» et les recurrences greseuses et turbiditiques sont
frequentes.

Parallelement se produit le soulevement relatif de certains
hauts-fonds (Chambi et Mrhila) dans la region de Kasserine et
du premier compartiment de l'iie de Kairouan qui peut etre
consideree comme une manifestation de l'Axe Nord-Sud.

B - La deuxieme megasequence (Barremien-Gargasien
inferieur ä moyen) est transgressive puis regressive. La plate-
forme interne de Tunisie centrale (Gafsa - Sidi Bou Zid) est
l'endroit ideal pour ressentir les nuances dans les pulsations
environnementales. Plus au Sud, en milieu ä predominance
continentale ou, au Nord dans les facies de marge et de bas-
sins, de subtiles variations relatives du niveau de la mer sont
plus delicates ä decrire.

a - Lors de Tepisode transgressif, trois types de Sedimenta-
tion cohabitent:

"" Une Sedimentation carbonatee-evaporitique de milieu type
«tidal-flats» ä sebkha dans la region des Chotts-Gafsa
(Formation Bou Hedma). Vers le N. W. (jebel Sidi Aich) le
milieu est littoral ä depöts carbonates fins alors que dans la
zone de hauts fonds de la region de Kasserine, la formation
de Bou Hedma carbonatee correspond ä un depöt de milieu
supratidal. Au Mrhila se deposent des marno-calcaires in-
fralittoraux (formation de Mrhila) alors que l'ile de Kai-
rouan reste emergee. En subsurface des calcaires massifs
ont ete recontres ä ce niveau, ä l'Ouest (Douleb) comme ä
l'Est (Mer Pelagienne).

"' Dans le Sillon Tunisien, la Sedimentation est bathyale: argi-
lites avec fines passees greseuses ou argilo-calcaires.

A l'Est de l'Axe Nord-Sud, la subsidence est moindre et

l'on connait des niveaux condenses.

■"" Une Sedimentation carbonatee (formations Orbata - Serdj)
termine l'episode transgressif. Sur la zone des hauts-fonds
qui borde la plate-forme s'installent les recifs de la forma-

tion Serdj alors que l'ile de Kairouan annexe le secteur de
Sidi Bou Zid.

b - Au premier niveau transgressif succede en Tunisie cen-
trale l'episode greseux de Sidi Aich (Bedoulien): Sedimenta-
tion littorale vers Gafsa alors qu'autour de l'ile de Kairouan,
les depöts sont plus grossiers, fluviatiles ou intermediaires,
remaniant des niveaux anterieurs (Boudinar par exemple).

Plus au Nord, la plate-forme externe voit des facies marins
ouverts ä dominantes argileuse mais souvent riches en Cle-
ments greseux que l'on retrouve jusque dans les sillons (For-
mations Hamada, Sidi Kralif superieure sensu lato, etc.).

C - La troisieme megasequence est elle-meme trans-
gressive puis regressive (Gargasien moyen - superieur ä Al-
bien moyen). Elle ne se separe en verite de la seconde qu'en
Tunisie centrale et Orientale (sous le Golfe de Gabes).

Au centre, la transgression est marquee par des calcaires in-
fratidaux. On sait que de vastes superficies ont ete envahies
par des apports detritiques ä ce moment sur les plates-formes
sahariennes (Algerie, Egypte, etc.). La regression se marque
par des niveaux sub-lagunaires du sommet de l'Orbata. Au
niveau du Chott Fedjedj, les apports greseux de l'Albien infe-
rieur marquent le maximum de la regression.

Sur de nombreux hauts fonds (Kasserine, Serdj-Bargou) il y
a des emersions successives par pulsations, liees principale-
ment ä la halocinese.

L'ile de Kairouan est emergee pendant tout le Gargasien et
l'Albien inferieur; des sables sont remanies et transportes par-
fois tres loin vers les sillons, par des chenaux ä travers les pla-
tes-formes carbonatees et sont la source des detritiques de la
Formation Hameima.

A l'Albien inferieur, les depöts continentaux et lacustres du
Kebar soulignent l'emersion de toute cette zone.

Souvent au N. O. etauN. E. oü la Sedimentation est restee
marine et continue, l'Albien inferieur occupe des depressions
et presente des facies euxiniques avec une richesse notable en
matiere organique.

D - La transgression de l'Albien moyen et surtout
superieur marque le debut de la vaste megasequence du
Cretace superieur; l'ensemble des hauts fonds est envahi, pro-
gressivement parfois. Cette phase qui atteindra son maximum
au Cenomanien superieur envahira pratiquement toutes les
regions sahariennes du Maroc ä l'Egypte.

4. CONCLUSIONS

Les facteurs structuraux ont une importance notable dans la
repartition des facies et des epaisseurs, associes au debut des
mouvements halocinetiques.

La plate-forme instable de Tunisie Centrale est le siege
d'opposition entre les apports clastiques sahariens au Sud-
Ouest et les facies marins ouverts au Nord-Ouest - L'axe
Nord-Sud joue un röle dominant ä la limite de la plate-forme
plus Stahle ou Bloc Pelagien.

Le facies de hauts-fonds et les reductions d'epaisseury sont
frequents: Installation de recifs des le Jurassique superieur et

jusqu'au Berriasien dans la partie septentrionale; soulevement
du compartiment oriental de l'ile de Kairouan ä l'Hauterivi-
en-Barremien basal; Aptien condense centimetrique dans la
region d'Enfidaville.

La suture avec la plate-forme Orientale est jalonnee de mani-
festations volcaniques: tuffs, diabases, spiUtes apparaissent en
Tunisie Orientale ä l'Aptien et se poursuivent au cours du Cre-
tace superieur.

La zone des hauts fonds, en bordure de la plateforme insta-
ble, suggere tm comportement plastique du substratum de

264

cette zone, probablement lie ä une activite diapirique non per-
^ante du salifere triasique.

L'importance des extrusions saliferes diapiriques dans le
Nord-Ouest de la Tunisie atlasique doit etre due au fait que les
series jurassiques et cretacees du Sillon tunisien ne compor-
tent pas des masses calcaires considerables et ont donc permis
la mise en marche de l'halocinese des que la surcharge a ete
süffisante.

A la fin du Cretace inferieur, des mouvements de surrection
sont suivis d'erosion, en particulier le long de l'Axe Nord-
Sud, l'Albien superieur repose en discordance sur des termes
plus anciens en de nombreux points (Burollet, 1956, Biely et
al , 1973). A l'Est de l'axe Nord-Sud de frequentes zones hau-
tes sont particulierement chauves de Sediments du Cretace
(M'Rabet 1981).

Au Sud, les mouvements de soulevement des l'Hauterivi-
en-Barremien du möle de Tebaga de Medenine (Busson, 1972)
ont permis ä la plate-forme saharienne d'alimenter en materiel
detritique toute la Tunisie Centrale et jusqu'en Tunisie sep-

tentrionale oü les apports quartzo-detritiques envahissent ä
certaines periodes le bassin ä Sedimentation de mer ouverte.

Les apports se sont estompes lorsque la plate-forme de Tu-
nisie Centrale a ete submergee au debut de l'Aptien superieur
annon^ant l'ensemble transgressif du Cretace superieur qui
debute ä l'Albien.

En resume, on voit que le developpement du Cretace infe-
rieur en Tunisie a ete determine par les facteurs suivants:
'■■ Subsidence rapide d'une grande partie du pays, irreguliere

cependant au droit de la transversale de Kairouan et de cer-

tains hauts-fonds, et surtout le long de l'Axe N. S.
'■' Apports detritiques sahariens, progressant vers le Nord

jusqu' ä la base du Barremien avec une reprise au Bedoulien

et dans le Sud ä l'Albien inferieur.
'■■ Etablissement d'une plate-forme carbonatee recifale ou

bioclastique en travers de la Tunisie centrale et Orientale.
'■" Importance limitee des facteurs eustatiques, nets cependant

au Gargasien et surtout ä l'Albien.
■■' Röle local essentiel des mouvements halocinetiques.

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265

Zittehana

265-276

München, I.Juli 1983

ISSN 0373 -9627

Stratigraphic division of the Brazilian Continental
margin and its paleogeographic significance

By
HARALDO ERWIN ASMUS & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS^')

Wich 5 text figures

ABSTRACT

The stratigraphy of the Brazilian Continental margin has
been known by surface mapping and by subsurface surveys.
The sedimentary column of almost all the basins were divided
into formal lithostratigraphic units (groups, formations, and
members), of incontestable operational value but not adä-
quate for regional studies aiming paleogeologic reconstruc-
tions. The use of an unique set of units pertaining to the se-
quence rank can be extended through the entire margin and
results in natural division that is more informative in terms of
tectosedimentary relationship and more adäquate for paleo-
geologic reconstructions. From this point of view the sedi-
mentary column of the Brazilian Continental margin can be
divided into four sedimentary sequences whose given names
are evocative of the dominant basinal environments in which
they were deposited:

Sequence of the Continent - (Donjoanian), mainly clastics
deposited in fluvial-lacustrine and eolian environments in tec-
tonically quiescence Continental interior basins.

Sequence of the Lakes - (Bahian), clastics deposited in flu-
vial-deltaic-lacustrine environment in tectonically active rift-
type of basins.

Sequence of the Gulf- ( Alagoan), evaporites and associated
clastic Sediments deposited in marine-restricted and transitio-
nal environments in relative quiescence tectonic conditions.

Sequence of the Sea ( Albian to Recent), marine clastics and
carbonates of shelf and slope Systems and carbonates of shal-
low platform Systems, deposited in a progressively subsiding
margin.

Tower Cretaceous and Upper Cretaceous-Lower Tertiary
dominantly basaltic igneous rocks are intercalated in the stra-
tigraphic sections of some basins. The sedimentary sequences
are related to the evolutionary stages that form the geologic
history of the Brazilian Continental margin.

Particular situations in each one of these stages can be infer-
red from the distribution, facies characteristics, and tickness
variations of the sequences.

KURZFASSUNG

Die Kenntnisse der Stratigraphic des brasilianischen Kon-
tinentalrandes beruhen auf Kartierungen und Bohrungen.
Die Sediment-Abfolgen in fast allen Becken woirden zunächst
lithostratigraphisch eingeteilt (Gruppen, Formationen und
Schichtglieder); dies ist ein wichtiges lokales Arbeitshilfsmit-
tel, jedoch nicht ausreichend für palökologische Rekonstruk-
tionen.

Die Verwendung von einheitlichen Sequenzen, denen die
einzelnen Abfolgen zugeordnet werden, gestattet eine Be-
handlung des ganzen Kontinental-Randes. So lassen sich bes-
ser die tecto-sedimentären Beziehungen aufzeigen und geo-

*) H. E. AsMUS, Universidade do Rio Grande, Departamento de
Geociencias, 96200 - Rio Grande - RS - Brazil; D. A. CamPOS,
Departamento Nacional des Produ^äo Mineral, Se^äo de Paleon-
tologia, Av. Pasteur, 404 - 22290 - Rio de Janeiro - RJ - Brazil.

dynamische Rekonstruktionen durchführen. Unter diesem
Gesichtspunkt wurde die kretazische Sedimentabfolge des
brasilianischen Kontinentrandes in 4 Sequenzen eingeteilt;
namengebend war die Region mit der jeweils typischen Aus-
bildung.

1. Kontinentale Abfolge (Donjoanian); vorwiegend kla-
stisch, abgelagert im fluviatilen-limnischen oder äolischen
Milieu in kontinentalen Becken unter tektonischer Ruhe.

2. See- Abfolge (Bahian); klastische Ablagerungen in einem
fluviatilen-deltaischen Bereich unter tektonischer
„Rift"-Aktivität.

3. Abfolge eines Golfes (Alagoan); Evaporite und beglei-
tende klastische Sedimente abgelagert unter eingeschränkt
marinen Bedingungen bei relativer tektonischer Ruhe.

4. Marine Abfolge (Alb bis rezent); marine Klastika und
Karbonate eines Schelf- und Slope-Systems sowie einer

266

CE AR A
BARREIRINHAS MUNDAU

P0TI6UAR

PERNAMBUCO
PARAIBA

SER6IPE/
ALAGOAS

ESPIRITO SANTO

500 Km

Fig. 1 ; Brazilian Mesozoic-Cenozoic basins and predommantly
Paleozoic interior basins. Columns represent the sedimen-
tary sequences in each one of the basins. Evaporites and as-
sociated Sediments equivalent to the Sequence of the Gulf
appear in the Parnaiba, Araripe and Säo Francisco interior
basins.

SEOUENCE OF THE SEA
SEQUENCE OF THE GULF
SEQUENCE OF THE LAKES
SEQUENCE OF THE CONTINENT

MAGMATIC ROCKS

;;:^>: CRETACEOUS-TERTIARY BASINS

DOMINANTLY PALEOZOIC BASINS

267

flachen Karbonat-Plattform, unter fortschreitender Ab-
senkung.

In manchen Becken sind in der Unterkreide und in der
Oberkreide bis zum tieferen Tertiär basaltische Gesteine ein-
geschaltet. Die Sedimentfolgen stehen in Beziehung zu den

jeweiligen Entwicklungsstufen während der Ausbildung des
Brasilianischen Kontinental-Randes.

Sonderentwicklungen während dieser Stadien können aus
der Faziesverteilung und den Mächtigkeits-Schwankungen
abgelesen werden.

1. INTRODUCTION

Stratigraphic data of the Brazilian marginal basins (Fig. 1)
were derived from surface mapping and principally from sub-
surface surveys. These data were obtained in a succession of
phases closely related to the different stages of oil exploration
carried out by Petrobras, the Brazilian oil Company. In an ini-
tial stage, before and during the 1950's, most of the stratigra-
phic information was obtained by direct Observation and des-
cription of outcrops in basins, such as Reconcavo, Potiguar,
Sergipe/Alagoas, Pernambuco/Paraiba and Almada (Fig. 1)
that lie partially in the emerged continent and are not entirely
covered by Cenozoic Sediments. Later on, in the 1960's and
1 970's, a large number of wells - at present totalling about 500
-, drilled in the onshore and/or offshore portions of all the
marginal basins, improved substantially the stratigraphic
knowledge.

By combining the punctual stratigraphic data obtained by
drilling holes, with multichannel reflection seismic profiles -
distributed in a 300000 km network - it is possible to deli-
neate the spatial distribution of the main stratigraphic featu-
res. In addition, seismo-stratigraphic analyses permit to infer
that the tectono-sedimentary processes along the Brazilian
Continental margin occurred in a systematic manner. As a
consequence they can be arranged in a succession of evolutio-
nary stages that are common to all the basins.

Although formal lithostratigraphic units (groups, forma-
tions and members), of incontestable operational value, had
been proposed for pratically each of the Brazilian marginal
basins (Pamplona, 1969; Schaller, 1969; Asmus and others,
1971; Schaller and others, 1971; Viana and others, 1971;
Sampaio & NoRTHFLEET, 1973), thesc units proved inadequate
for regional studies, mainly those dealing with paleogeologi-
cal reconstructions. A division into large rank stratigraphic
units, with clear genetic indications, that could be identified
along all the margin and could be effective for interoceanic
correlations would be obviously more adequate.

Along all the Brazilian margin, thick sedimantary prism oc-
curs continuously; only locally, in the site of interbasinal
highs, appear important sedimentary gaps and thinnings. This
sedimentary prism can be divided into discrete intervals of
large units, discriminated from each other by faciological in-
dications which, in turn, disclose the environment in which
they were deposited. Such a division has been shown helpful
for more accurate tectono-sedimentary analyses and for more
comprehensive regional paleogeographic and paleogeological
reconstructions.

2. STRATIGRAPHIC DIVISION OF THE BRAZILIAN MARGINAL BASINS

The history of the stratigraphic division of the Brazilian
marginal basins in major units or sequences, in the concept of
SiLBERLiNG & RoBERTS, cited by Gary and others, 1973, ("a
geografically descrete succession of major rocks units that
were deposited under related environmental conditions"),
began in 1970 with a paper by Asmus & Ponte, published in
1973. These authors defined three non-formal units on the ba-
sis of their relative stratigraphic position and in accordance
with the inferred dominant environments in which they were
deposited: 1) Pre-Aptian Continental sequence; 2) Aptian
middle evaporitic sequence; and 3) Upper Cretaceous-Recent
Upper marine sequence.

Asmus (1975) and Ponte & Asmus (1976; 1978) associated
the results of their own studies on the Brazilian marginal ba-
sins with general speculations of Dickinson (1974) and Falvev
(1974) for Atlantic type of basins. As a result, those authors
related the stratigraphic units of the division considered at

that time (1-Jurassic fluvial-lacustrine basal sequence;

2 - Pre-Aptian fluvial deltaic lacustrine lower sequence;

3 - Aptian evaporitic and transitional middle sequence; and

4 - Upper Cretaceous to Recent shallow platform and open
marine upper sequence) to regional tectonic features. Thus,
the sedimentary infilling of the basins could be linked to the
succession of tectonic environments that mark the evolutio-
nary processes of the Brazilian Continental margin: pre-rift,
proto-oceanic, and oceanic.

In a subsequent step, Asmus (1979) gave to the sequences
names that are evocative of the main basinal environments in
which these units were deposited: Sequence of the Continent,
Sequence of the Lakes, Sequence of the Gulf, and Sequence of
the Sea (Fig. 2).

The present paper intends to propose in a formal way, a li-
thostratigraphic division for the entire Brazilian Continental
margin.

268

T R

Kl
J

Fig. 2 : Stratigraphy of the Brazilian marginal basins. Columns represent the sedimentary sequences (C =
Continent; L = Lakes; G = Gulf; and S = Sea) and their position in the stratigraphic column (J =
Donjoanian; Kl = Bahian; K2 = Alagoan; K3 =Albian toMaastrichtian;T = Tertiary;Q = Qua-
ternary) the curve to the right of the column represents the main periods of transgression (T) and
regression (R) that occured during the deposition of the Sequence of the Sea. v represents intercala-
ted magmatic rocks. The section to the right shows the distribution of different sequences in an
ideal profile of the Continental margin.

3. DESCRIPTION OF THE SEQUENCES

3.1 SEQUENCE OF THE CONTINENT

This sequence consists of reddish lutites with intercalations
of arkosic sandstones in its upper part, and fine to coarse grai-
ned sandstones in its upper part. The thickness of the se-
quence varies from 200 m to 500 m and its lithological charac-
teristics present a striking lateral persistence over large areas.
It is well exposed and studied in detail in the Reconcavo Basin
which is therefore considered the type-area for this unit. In
the Reconcavo Basin the entire sequence corresponds to the
Brotas Group that includes the Alianga Formation (lower ar-
gillaceous section) and the Sergi Formation (upper sandy sec-
tion) . The Sequence of the Continent is also represented in the
Sergipe/Alagoas Basin through the Bananeiras (= Alianga)
and Serraria (= Sergi) formations. The Almada Basin is the
southernmost area in which this sequence has been recorded.
It appears there in an incomplete form since the lower argilla-
ceous section is lacking. The northernmost occurrence of the
sequence is not wellknown. Ghignone & Northfleet (1977)
suggest that it extends northward as far as the present Potiguar
Basin. This Suggestion is supported by remnants of a wider di-
stribution preserved in small tectonic interior basins in the
nonheastem part of Brazil (v. g., Araripe Basin). In the
east-west direction it extends as far as 400 km Inland.

The Sequence of the Continent correlates with the homota-
xial Units M'Vone (= Alianqa = Bananeiras) and N'Dombe
(= Sergi = Serraria), in Western Africa. The distribution of

these Units in the West African marginal basins is similar to the
distribution of their correlative units along the Brazilian mar-
gin. In fact, in the Gabon Basin this sequence appears in its
complete form. But, to the south, in the Congo-Cabinda Ba-
sin, in the same way as in the Brazilian Almada Basin, only the
Upper Sandy section is present. From the Congo-Cabinda Ba-
sin to the south, analogously to the Espirito Santo Basin to
Pelotas Basin, in Brazil, there are no records of this sequence
(AsMus, 1975; Ponte & Asmus, 1978).

On the basis of the facies changes and geographic distribu-
tion it is possible to infer that the depositional basin of this se-
quence was surrounded by extensive topographic highs.
These highs supplied terrigenous material that fed the deposi-
tional Systems of the peripheral basins. Munne (1972)pointed
out that the reddish argillaceous and the sandstones resulted
from a conjugated System of interior lakes and braided stre-
ams. The time span in which this sequence was deposited can
be assigned as tectonically quiescent.

The Sequence of the Continent has been paleontologicaUy
typified in its lower part by minute lacustrine ostracodes of
the Bisulcocypris pricei biozone. In addition to this species the
B. pricei biozone contains B. uninodosa and some forms of
Metucypris, Cotidona and Darwinula. The upper section is
characterized by the local occurrence of silicified wood refer-
red to as Dadoxylon benderi. These fossils cannot be correla-
ted with the Standard international time stratigraphic column.

269

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270

3.2 SEQUENCE OF THE LAKES

The main lithology of this sequence includes an alternation
of sandstones and shales with local interpositions of thick
syntectonic conglomeratic wedges; secondarily, there are dis-
seminated thin limestone beds. The thickness of this sequence
varies widely from a few hundred meters to about 6000 m.

This sequence is present along almost all the Brazilian mar-
gin (Fig. 3); it has not been observed only in the Pelotas Ba-
sin. The areas of the marginal basins in which it occurs are
much better delineated than the underlying Sequence of the
Continent. This is because the Sediments that form the Se-
quence of the Lakes are circumscribed in tectonic basins
bounded by normal faults. It has been deduced that this se-
quence was deposited syntectonically in rift type of basins
submitted to intense tectonic reactivations. This resulted in a
wide ränge of facies variations. Abandoned arms of these rift
type basins are still present in Marajö/Amazonas Mouth, Säo
Luiz/Barreirinhas and Reconcavo basins. In the Reconcavo
Basin, the area in which the Sequence of the lakes occur repre-
sents the type-area for the sequence and the sedimentological
model for its deposition. Gama (Jr.) (1970) suggested a flu-
vial-deltaic lacustrine model for this sequence in the Recon-
cavo Basin. Based upon the analyses of surface and subsurface
data he identified the various facies that characterize such a
depositional environment. This same depositional model has
been extended to the Sequence of the Lakes in most of the
Brazilian marginal basins. Actually, only the Santos Basin de-
viates from the suggested model. There the rift type of basin
differs from the rifts observed in the other segments of the
Brazilian margin, otherwise, Sediments that are typical of the
Sequence of the Lakes do not occur in the Santos Basin. In the
corresponding stratigraphic position of this sequence appears
a thin section (about 300 m) of weathered basalts locally over-
lain by reddish argillaceous Sediments containing basalt
pebbles. This section is indicative of a predominantly sub-
aerial deposition.

Fossils found in this sequence are mainly non-marine ostra-
codes and poilen; secondarily appear molusks, fishes and rep-
tiles. A rieh fauna of non-marine ostracodes includes as the
most important species, according to Viana and others
(1971): Theriosynoecum varietuberatum Grekoff/Krom-
melbefn; Cypridea (Morininoides) candeiensis Krömmelbein,
Pracypridea brasiliemis Krömmelbein; Cypridea drome-
darius Krömmelbein; Cypridea salvadorensis Krömmelbein;
Petrobrasia marfmensis Krömmelbein; Coriacina coriacea
Krömmelbein; Cypridea (Sebastianites?) sostensis sostensis
Krömmelbein; Cypridea (Sebastianites) fida fida Krömmel-
bein.

Fossils, present in the Sequence of the Lakes are not ade-
quate to establish precise correlations with the Standard time
stratigraphic column. Local stages (Rio da Serra, Aratu, Bu-
racica and Juquia) were defined on the basis of biostratigra-
phic zoning of the above mentioned ostracode fauna and poi-
len (Schaller, 1969; Viana and others, 1971; Viana, 1980).

Several authors, referred to by Ponte & Asmus (1978), indi-
cated possible correlations between the Brazilian Sequence of
the Lakes, mainly in Reconcavo and Sergipe/Alagoas basins,
and the Coccobeach Series, in the Gabon and Congo basins
(West African Continental margin), on the basis of the fossil
content and stratigraphic relationship.

3.3 SEQUENCE OF THE GULF

The dominant lithologies in the Sequence of the Gulf are
evaporites, mainly anhydrite and haute. Locally, as in the
Santos and Sergipe/Alagoas basins, potash and magnesium
soluble salts are present. In an associate form appear carbona-
tes, euxinic shales, sandstones and conglomerates.

In the eastern Brazihan Continental margin this sequence is
distributed in a triangulär shape whose base, extends for
600 km and coincides with the southern limit of the Säo Paulo
Plateau (Santos Basin). From there toward the north, the eva-
poritic triangulär area narrows progressively until the Sergi-
pe/Alagoas Basin were the evaporitic interval terminates
(Leyden & NuNES, 1972; Levden and others, 1976). The
southern limit of the evaporites lies immediately to the north
of a topographic-structural feature (Florianopolis Lineament)
(Fig. 3). This feature has been interpreted as the barrier res-
ponsible for the restriction in the evaporitic basin (Leyden &
NuNES, 1972; Asmus, 1975; Le'itien and others, 1976; Kumar,
1979). Ther northern limit of the sah distribution lies to the
south of a crustal block, uplifted during and after the evapori-
tes deposition, which corresponds to the present Pernambu-
co/Paraiba Basin (Asmus & Carvalho, 1978).

Diapirism and other halokinetic structures, having modi-
fied the original sah beds, hinder possible estimates of the
evaporites actual thickness (Fig. 3 and 4).

Various criteria, stratigraphic (Fernandes, 1966), paleon-
tological (Viana, 1980), geochemical and mineralogical
(Wardlaw & NiCHOLS, 1972), and paleogeological (Ponte,
1971 ; Leyden & Nunes, 1972; Letoen and others, 1976) have
permitted to correlate the Sequence of the Gulf of the eastern
Brazilian margin with the evaporitic interval that occurs in the
West African continental margin.

In addition to the large evaporite occurrence in the eastern
Brazilian margin, time equivalent evaporites are present
offshore in the northern margin (Cearä Basin) and onshore in
the Parnaiba and Araripe basins (Fig. 1). Evaporites in the
northern Brazilian margin are cut by normal faults that deli-
neate rift type of basins. These rift basins characterize one of
the initial stages of the Brazilian margin evolution. In the ea-
stern area the Sequence of the Gulf is not particularly affected
by tectonism and the rift forming faults were active before the
evaporitic deposition.

The Sequence of the Gulf overlies older sequences or Pre-
cambrian basement rocks with a unconformity type of con-
tact.

The type area for this sequence is the area in which occur
this interval in the Sergipe/Alagoas Basin. In this basin the Se-
quence of the Gulf has been studied in great detail because of
its imponance in terms of hydrocarbons, evaporites and sul-
phur deposits.

The first illustrated Brazilian fossil was a fish specimen
Rhacolepis coUected in the Araripe Basin in sedimentary beds
included in what is now called Sequence of the Gulf. In fact
fishes are one of the best known fossils in this sequence. They
are represented by 1 8 species that have been found in Araripe,
Parnaiba and Reconcavo/Tucano basins. Other common fos-
sils present in the scanty paleontological assemblage of this
Unit are non-marine ostracods and palinomorphs.

2 - BARREIRINH AS

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3- CEARA-MUNDAU

^ A A.

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A A A

4 - ESPIRITO SANTO

5 - SANTOS

6- PELOTAS

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Fig. 4: Geological and seismological cross sections. Faults are pre-Alagoan (Bahian, Kl) in the eastern
Segment of the margin (exemplified by section 4, Espirito Santo), and syn- and post-Alagoan (K2
and K3) in the northern segment (exemplified by sections 2-Barreirinhas and 3-Ceara Mundau).

272

3.4 SEQUENCE OF THE SEA

The Sequence of the Sea includes two sections or subse-
quences: the lower one, carbonatic, and the upper one, do-
minantly clastic (Fig. 2).

The carbonatic subsequence consists of caicarenites and
calcilutites. Oolitic and pisohtic textures are common in this
section. Laterally, in a landward direction the carbonates
grade to sandstones which in some places can be coarse grai-
ned; in an oceanward direction the carbonates grade to pehtic
Sediments. The nature and distribution of these facies permit
to infer the depositional model as a shallow platform/slope
carbonate System with some clastic terrigenous contribution
by delta fan Systems.

This subsequence is found along all the Brazilian Continen-
tal margin except in the Pelotas Basin (Fig. 1 , 3 and 4), where
the terrigenous Sediments dominate the whole marine section,
and in the Reconcavo Basin.

The clastic marine subsequence consists of shales and sand-
stones. They were deposited contemporaneously from coas-
tal areas to deep waters, through a complex depositional Sy-
stem which resulted in coastal, shelf, slope and rise facies. Se-
condarily this subsequence contains platform and shelf edge
carbonate facies intercalated in or lain on the marine clastic
section. In some basins, such as Amazonas Mouth, Ceara and
Espirito Santo (Fig. 3), these carbonates can attain consi-
derable ticknesses.

The Upper terrigenous subsequence occurs continuously all
along the Brazilian margin (Fig. 1 and 3), including the Re-
concavo Basin where there is a narrow and thin local occur-
rence of marine shale.

Porto & Dauzacker (1978) and Ponte and others (1978)
recognized in the Sequence of the Sea a lower interval domi-
nantly transgressive and an upper interval dominantly regres-
sive. The transgressive phase corresponds to the late Ceno-
manian to Early Coniacian transgression, as pointed out by
AsMUS & Ponte (1973) in the Sergipe/Alagoas Basin, and by
Reyment and others ( 1 975) in northern and westem regions of
Africa. Estrella-Braga and Della Favera (1978) identified
based upon seismo-stratigraphic interpretations in all the
Brazilian marginal basins, sedimentological subunits within
the Sequence of the Sea. These subunits are discriminated
from each other by geological discontinuities delineated by
continuous reflectors. According to these authors, the most
important discontinuities in the Brazilian margin coincide
with the main cycles of sea level changes defined by Vail and
others (1977).

The period of deposition of this sequence was marked by
tectonic quiescence and it is less affected by deep seated struc-
tural processes than the other underlain sequences. The only
exhibited structures are those of geostatic type, caused mainly
by gravitational sliding and growth faults.

Contrarely to the underlying sequences, the Sequence of
the Sea has a rieh foUiliferous record of planctonic foraminife-
ra. Moreover, in the emerged areas of Sergipe/Alagoas, Reci-
fe/Joäo Pessoa and Potiguar basins, occur ammonoid faunas,
studied by several authors, mainly Beurlen, K. (1967), Beur-
len, G. (1967; 1968), Reyment & Tait (1972), and Bengtson
(1977). These faunas have allowed good correlations with the
international timestratigraphic column.

4. STRATIGRAPHIC POSITION OF THE SEDIMENTARY SEQUENCES

As cited in the previous section, the lack of marine forms in
the fossil assemblage of rocks that comprise most parts of the
sedimentary sequences (sequences of the Continent, Lakes,
and Gulf) do not permit precise stratigraphic correlations of
this part of the Brazilian Continental margin with the interna-
tional time stratigraphic column. Consequently, this non-
marine section, by far the most intensively studied due to its
economic importance for oil exploration, has been referred to
by local stratigraphic names (Dom Joao, Rio da Serra, Aratu,
Buracica, Jiquia, and Alagoas), defined by Petrobras geolo-
gists (Schaller, 1969; Vl»iNA and others, 1971). Recently,
Brito & Campos (1982) analysed critically this division and
proposed the stages Donjoanian, Bahian and Alagoan. The
equivalence of the sedimentary sequences and the stratigra-
phic division of Brito & Campos is, as follows: Sequence of
the Continent - Donjoanian; Sequence of the Lakes - Bahian
and Alagoan; Sequence of the Gulf - Alagoan.

Conceming the marine sedimentary rocks of the Sequence
of the Sea, which extend from the Upper Aptian onwards, it is
possible to establish good correspondence with the Standard

4.1 DONJOANIAN STAGE

The Alianga and Sergi formations that correspond to the
Sequence of the Continent are sometimes escribed to the Pur-
beckian Stage only because of its continental character. In the
Petrobras Classification, the time span, in which these forma-
tions were deposited, have been called Brotas "Stage" or Dom
Joäo "Stage". Brito & Campos (1982) proposed the formal
name Donjoanian for the rocks deposited during this time in-
terval. Th